MADEN TETKİK VE ARAMA GENEL MÜDÜRLÜĞÜ DOĞU AKDENİZ BÖLGE MÜDÜRLÜĞÜ HATAY İLİ JEOLOJİK ÖZELLİKLERİ

Transkript

1 MADEN TETKİK VE ARAMA GENEL MÜDÜRLÜĞÜ DOĞU AKDENİZ BÖLGE MÜDÜRLÜĞÜ HATAY İLİ JEOLOJİK ÖZELLİKLERİ

2 2 1. ÖZ Hatay, Doğu Torosların güneye uzantısı olan, Amanos dağları ile temsil edilir. Amanos dağları, yaklaşık kuzey-güney gidişli bir dağ kuşağı olup, Alt Paleozoik ten günümüze kadar yaygın bir çökel istifini kapsar. Suriye sınırı yakınında Ölü Deniz Rifti boyunca uzanan Amanos dağlan 200 km. uzunluğunda, 25 km. genişliğindedir. Bu bölge esas olarak Üst Kretase ofiyolitleri, üç fazlı volkanikler ve Alt Paleozoyik'ten Kuvaterner e kadar uzanan sedimanlardan oluşur. Bölgede temeli Pre-Kambriyen yaşlı Sadan formasyonu oluşturmaktadır. Çoğunlukla yeşil ve mor renkli, kuvars arenit yapılışlı, Kambriyen yaşlı Zabuk formasyonu üste doğru uyumlu olarak dolomit ve dolomitik kireçtaşından oluşan Koruk formasyonuna geçer. Daha üstte eşitli yaş konağında şeyl türü litolojiden oluşan Sosink formasyonu bulunur. Kambriyen-Ordovisiyen de metakumtaşı ve kumlu sleyt ardalanmalı Kardere formasyonu ile başlıca şeyl yapılışlı Kızlaç formasyonu ve sleyt siltli sleyt ardalanmasından oluşan Bedinan formasyonları birbirleri ile uyumludurlar. Silüryen de mor renkli kuvars çakıltaşı litarenit ardalanmalı Dedeler formasyonu, şeyl aratabakalı çakıllı kuvarsit bileşimli Akçadağ formasyonu ve kumtaşı çamurtaşı ardalanmasından oluşan Bahçe formasyonları sıralı olarak bulunmaktadır. Devoniyen de ise kuvars kumtaşı ve kuvarsit yapılışlı Kırtaş kuvarsit üyesi rekristalize kireçtaşı bileşimli Hasanbeyli formasyonu bulunmaktadır. Mesozoyik birimler temeldeki Paleozoyik birimler üzerine diskordan olarak gelmektedir. Mesozoyik in tabanını Alt Triyas yaşlı, çakıltaşı ve metakumtaşından oluşan Arılık formasyonu oluşturur. Üzerine şeyl arakatmanlı marn, rekristalize çakıltaşı ve dolomit, ardalanmalı Orta-Üst Triyas yaşlı Çanaklı formasyonu gelir. Dolomit ve dolomitik kireçtaşından oluşan Üst Jura yaşlı Keldağ formasyonu alttaki birimlerin üzerine uyumsuz olarak gelmektedir. Üst Jura Üst Kretase yaş aralığında çökelmiş olan sığ deniz çökellerden oluşan formasyonlar (Teknecik Karakolu formasyonu ve Yayıkdamlar formasyonu) biribirleriyle uyumlu ve yer yer yanal-düşey geçişlidir, çökelme ortamı tipik bir karbonat şelfidir. Otokton birimler üzerinde bindirmeli, allokton olarak Alt-Orta Meastrichtiyen yaşlı Kızıldağ ofiyoliti gelir. Otokton ve allokton birimler, genç otokton birimler tarafından transgresif olarak örtülür. Kretase transgresyonu ile başlayan sığ - derin deniz sedimantasyonu Eosen sonuna kadar kesintisiz devam etmiştir. Bu süreçte sırasıyla Üst Kretase de Yalaz ve Kaleboğazı formasyonları, Paleosen de Uluyol formasyonu ve Eosen de ise, Okçular ve Kışlak formasyonları bölgede çökelmişlerdir. Miyosen de ise, çakıltaşı kumtaşı yapılışlı Alt Miyosen yaşlı Balyatağı formasyonu alttaki birimler üzerine diskordan olarak gelmektedir. Üzerine kireçtaşı ve resifal kireçtaşı yapılışlı Alt-Orta Miyosen yaşlı Sofular formasyonu ile bununla yanal/düşey geçişli kumtaşı, kumlu kiltaşı ve marnlardan oluşan Tepehan formasyonu gelmektedir. Killi kireçtaşı, marn ve kiltaşından oluşan Orta - Üst Miyosen yaşlı Nurzeytin formasyonu ve evaporitik kayaçlardan oluşan Vakıflı formasyonları da birbirleriyle yanal ve düşey geçişlidir. Sığ deniz çökellerinden oluşan Pliyosen yaşlı Samandağ formasyonu daha yaşlı birimler üzerine diskordan olarak gelmektedir. En üstte ise Pliyo-Kuvaterner yaşlı bazalt ve travertenler bulunmaktadır. 2

3 3 2. GİRİŞ Hatay ili sınırları; Doğu Torosların güney ucunda yer alan Amanoslar ve bunların uzanımında bulunan Kızıldağ ofiyolit masifi Türkiye de jeoloji çalışmalarının başlangıcından beri yer bilimcilerin dikkatini çekmiştir. Bu araştırmacılardan Kober (1915), Hatay ofiyolitlerinin ve radyolaritlerinin allokton kütleler olduğunu ve Arap bloğu üzerine şariye olmuş ilk napları teşkil ettiklerini söylemiştir. Türkünal (1950), Amanosların ve kuzeyinin 1/ ölçekli jeoloji haritasını yapmış bölgenin stratigrafik istifini ortaya koymuştur. Ayrıca aşağıda sıralı olarak verilecek olan önceki çalışmalar başlığı altında birçok araştırmacılar bölgenin karmaşık jeolojisini aydınlatmak üzere çalışmalar yapmışlardır. Bu araştırmalarla Amanosların jeolojik ve stratigrafik özelliklerinin yanında maden potansiyeli, jeotermal kaynak ve depremselliği ortaya konulmaya çalışılmıştır. Şekil-1; Bölgenin Yerbulduru Haritası Şekil-2; Bölgenin Uydu Görüntüsü 3

4 4 3. ÖNCEKİ ÇALIŞMALAR İnceleme alanının yer aldığı Doğu Akdeniz Bölgesi, Neotetis in güney kolunun kuzeye doğru yitilmesi ile meydana gelen çarpışma sonucu, Afrika, Arabistan ve Anadolu levhalarının birbirleriyle birleşmeleri ile oluşan blok içerisinde yer alması ve Arap-Afrika levhalarının sınırlarını oluşturan fay zonunun inceleme bölgesi yakın civarından geçmesi nedeniyle tektonik açıdan önem arz etmiş ve birçok jeolojik çalışmaya konu olmuştur. Bölge, Kızıldağ Ofiyolitleri ni içermesi nedeniyle maden, Orta Doğu ya yakın olması nedeniyle petrol olanaklarının araştırılması amacıyla da birçok jeolojik çalışmalar yapılmıştır. Bölgenin stratigrafisi, ofiyolitlerin oluşum ve yerleşim yaşı ile ilgili çeşitli görüşler ileri sürülmüştür. Schmidt (1961), Osmaniye-Bahçe bölgesindeki Miyosen istifinde ilk defa Kalecik ve Kızıldere formasyonlarını tanımlanmıstır. İlhan ve Ekin (1962). Adana hatay basenindeki istifin tektonik konumu, stratigrafik dokanak iliskileri, resifal topluluklardaki ayrıntılı fasiyes tanımlamaları ve petrol imkanları açıklanmıştır. Sigal ve Kafesçioglu (1963), İskenderun-Hatay yöresindeki resifal kireçtaslarında ayrıntılı paleontolojik çalısmalar yapmıslardır. Atan (1969), Antakya P36 c1,c2,c3,c4 paftalarında bölgenin jeoloji haritasını hazırlamış, formasyon adlaması yaparak bölgenin stratigrafisini ortaya koymuştur. Aslaner (1973), Antakya P36 a1, a2, a4, b1 ve Antakya O36 d3, d4, c4 paftalarının 1/ ölçekli jeoloji haritalarını hazırlamış, çalıştığı bölgenin temel jeolojik özelliklerini açıklamıştır. Ofiyolitlerin ultrabazik ve bazik bölümleri arasında tedrici bir geçişin bulunmadığını belirtmiştir. Ultrabazik kayaçların kromit, nikel ve kobalt yönünden bazik kayaçlara göre daha zengin olduklarını, bazik kayaçların ise az miktarda Cu-Fe ve Mn oluşumları içerdiğini belirtmiştir. Özdemir (1971), Misis yükselimi ile buna baglı olarak Miyosen serilerinin gelisimini Iskenderun-Arsuz bölgesinde Helvesiyen de Osmaniye-Bahçe bölgesinde ise Tortoniyen de basladıgı ifade edilmistir. Çoğulu ( ), Kızıldağ ofiyolitinin bir okyanussal yayılma olayının sonucunda oluştuğunu ve masifin antiklinal yapıya sahip olduğunu belirtmiştir. Ultrabazik kayaçları kökenlerine göre tektonitler ve magmasal çökelme yoluyla oluşmuş ultrabazikler olarak iki gruba ayırmıştır. Gabro serilerinin Kızıldağ ultrabazik masifinin GB bölgesinde bir senklinal oluşturduğunu vurgulamıştır. Ceylanlı ve Eğribucak ta fosilsiz altere birimlerin grovak, kuvarsit ve hornfels ten oluştuğunu, 500 m kalınlıkta transgresif olarak Orta Kambriyen çökellerin örttüğünü belirtmiştir. Aktürk (1974), Yayladağı (Hatay) bölgesinde fosfat yataklarının detay etüdünü yapmış ve bölgenin jeolojisini inceleyerek bölgede Üst Kretase- Eosen arasında açısal diskordans görülmediğini, Miyosen in yer yer Eosen üzerinde kalın bir konglomera ile bazen de geçişli olduğunu belirlemiştir. Çalışmasında ofiyolitler intrüzif kayaçlar olarak kabul edilmiş ve yerleşim yaşı olarak Senomaniyen- Senoniyen (Mestrihtiyen) olarak belirlenmiştir. Arpat ve Şaroğlu (1975), Bölgede eğim atımlı fayların yanısıra bölgedeki Kuvaterner volkanizmasına da dayanarak, Kahramanmaraş-Antakya bölgesinin yakın geçmişte jeolojik açıdan önemli kuvvetlerin etkisi altında kaldığını öne sürmüşlerdir. Özellikle Antakya ve Kahramanmaraş arasında bulunan çukurluk alanın iki taraftan eğim atımlı normal faylarla sınırlandırılmış genç bir graben özelliğinde olduğunu, bu grabeni oluşturan açılma tektoniğinin ve grabenin doğusundaki sol yanal hareketin sağlanabilmesi için Arap bloğunun bağıl hareketinin KD ya olması gerektiğini vurgulamışlardır. Bu nedenle Kuzey Anadolu ve 4

5 5 Doğu Anadolu Fayları ile sınırlanmış Anadolu parçacığının güneyden gelen bu hareketi giderebilmek için Batıya hareket ettiğini belirtmişlerdir. Le Pichon ve Angelier (1979), Helenik yayı ve çevresindeki göreceli hareket için, Helenik yayı ve çevresinde meydana gelen sığ depremler ve onlara neden olan fay izleri ile bu fayların mekanizmalarından yararlanarak tahminlerde bulunmuşlardır. Daha sonra bu tahminlerden yola çıkarak son 13 my da Ege bölgesindeki deformasyonun gelişimini ve bölgedeki hareketin Doğu Akdeniz ile uyumlu olduğunu ve bununda neotektonik ve sismik çalışmalarla doğrulandığını belirtmişlerdir. Sirel ve Gündüz (1979), Babatorun yöresi (Güneydoğu Hatay) Orta-Üst Miyosen inde bulunan Borelis arpati n.sp. ve Sanbuğday köyü (Elazığ) Alt-Orta Oligosen inde var olan Borelis meriçi n.sp. foraminifer türlerinin tayinini yapmışlardır. Decrouez ve Selçuk (1981), Hatay doğusu ve güneyinde yayılım gösteren Lütesiyen yaşlı Okçular formasyonundan derlenen Nummulit lerde detay çalışma yapmışlardır. Garfunkel, Zak, ve Freund, (1981), Ölü Deniz transformu üzerinde 105 km solyanal atımın bulunduğunu ve bu atımın 40 km lik bölümünün, günümüzdeki yapıların da ağırlıklı olarak üzerinde oluştuğu Pliyo-Pleistosen birimlerinde geliştiğini belirtmiştir. Ölü Deniz Fayı nın güney bölümlerinde doğrultu atımlı hareketin yerini basamaklı (en-echelon) faylara bıraktığını belirten yazar, bu basamaklı fayların da romb şekilli grabenleri ve çek-ayır havzaları oluşturduğunu söylemiştir. Muehlberger (1981), Kızıl Deniz den Türkiye nin güneyine kadar uzanan Ölü Deniz Fay Zonu üzerinde oluşan kayma hareketini, Senozoyik te iki bölüme ayırmıştır. Ölü Deniz Fay Zonu üzerindeki bükülme ve bölünmelerin kaymanın ilk evresinden sonra başladığını ve bu bükülme ve bölünmelerin, Anadolu ve Arap levhaları arasındaki ilk kıta-kıta çarpışması sonucu geliştiğini belirtmiştir. Selçuk (1981), Bölgedeki Mersin P35, Lazkiye R35, Antakya P36, Hama R36 (1/ ) harita kapsamında doktora çalışması yapmış olup, Keldağ bölgesinde görülen Üst Jura yaşlı otokton kireçtaşları üzerine allokton olan Kızıldağ ofiyolitik masifinin bindirdiğini, bunların yaşının Alt-Orta Maestrihtiyen olduğunu, yerleşim yönünün KB-GD olduğunu ve Arap otoktonu üzerine şariye olduğunu açıklamıştır. Ayrıca, otokton konumlu olan genç birimlerin transgresif olarak Kızıldağ ofiyolitik masifinin üzerine yerleştiğini belirtmiştir. Tinkler, Wagner, Delaloye ve Selçuk (1981), Hatay bölgesinde yer alan Kızıldağ ofiyolitik masifi ve çevresindeki yapıların ilişkilerini inceleyerek, iki jeolojik kesit hazırlamışlardır. Bölgedeki bazı yapısal unsurların ofiyolitlerin yerleşmeleri ve yerleşme sonrasına dair bilgiler sunduğunu ve Ölü Deniz rifti boyunca gelişen hareketin yerleşme sonrası gelişen yapısal unsurların oluşumunda etkili olduğunu belirtmişlerdir. Kozlu (1982), Iskenderun körfezini çevreleyen alanda farklı yapısal evrime sahip Adana, Misis-Andırın ve Iskenderun gibi farklı üç alt basenin bulundugunu belirtmistir. Ayrıca Iskenderun as havzasında Horu, Aktepe ve Erzin formasyonları ile Haymaseki üyesini ilk defa tanımlamıstır. Karacabey-Öztemur ve Selçuk (1983), Hatay Maastrihtiyen'inde bulunan yeni cins Hatayla n. gen. ile iki yeni tür Lapeirousella Anatolica n. sp. ve L.Yalazensis n. sp. 'nin tanımlamalarını yapmışlardır. Ayrıca kısa bölgesel stratigrafi ve fosilli formasyon hakkında bilgi vermişlerdir. Quannel (1984), Ölü Deniz Rift Sistemini Sina ve Levant levhaları arasındaki, transform bir levha sınırı olarak kabul etmiştir. Yılmaz, Yiğitbaş, Genç (1984), Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağını yaklaşık doğu-batı gidişli, güneyde arap platformu ve kuzeyde orojenik kuşak olmak üzere iki zona, orojenik kuşağıda kendi içinde istifsel ve yapısal nitelikleri farklı ekay zonu ve nap alanı olarak iki as bölüme ayırmışlardır. Ekay zonunun, Güneydoğu Anadolu orojenik kuşağında naplarla Arap platformu arasında sıkıştırılmış ve dilimlenmiş birimlerden 5

6 6 oluştuğunu belirtmişlerdir. Arap platformunun başlıca Üst Kretase ve Miyosen nap yerleşmelerine bağlı gelişmiş iki ana deformasyondan etkilendiği belirtilen bu çalışmaya göre, Alt Miyosen döneminde naplar ve bunun güney cephesini oluşturan ekay zonu bir bütün halinde güneye doğru ilerleyerek Arap platformu üzerine bindirmeyle geldiğini belirtmişlerdir. Selçuk (1985), Yazar Kızıldağ-Keldağ-Hatay dolaylarının jeolojisi ve jeodinamik evrimini incelemiş, bölgede yüzeyleyen kaya türlerini oluşum yerleri ve tektonik özelliklerine göre otokton, allokton ve genç otokton birimler olmak üzere üç gruba ayırmıştır. Otokton birimler olarak 3 formasyon ve genç otokton birimler olarakta 11 formasyon ayırt etmiş ve haritalamıştır. Allokton birimler olarak ayırtlanmış olan Kızıldağ ofiyolitik istifinin tipik okyanusal kabuğu temsil ettiğini ve kalınlığının da 8500 m. civarında olduğunu belirtmiştir. Kızıldağ ofiyoliti ilk kez bu çalışmada tektonit, kümülat, diyabaz dayk kompleksi, pilow lavlar ve volkano sedimanterler olmak üzere 5 birime ayrılmış ve haritalanmıştır. Otokton ve allokton birimlerin üzerinde genç otokton birimlerin uyumsuzlukla yer aldığını, Üst Maestrihtiyen koglomeraları ile başlayan genç birimlerin ise üste doğru Paleosen, Eosen, Orta-Üst Miyosen ve Pliyosen çökelleri ile devam ettiğini ve bu istifin transgresif nitelikte olduğunu açıklamıştır. Tekeli ve Erendil (1986), Amanos dağlarının güneyinde sürekli bir ofiyolit istif sunan Kızıldağ ofiyoliti nin peridotitlerle başlayıp, tabakalı ve izotrop gabrolar, dayk ve volkanik karmaşıklarla devam ettiğini belirtmişlerdir. Çalışmada Kızıldağ ofiyoliti nin, önceden tüketilmiş bir manto üzerinde gelişmiş, birkaç küçük magma odası içeren yavaş bir yayılma merkezinde üretilmiş olduğu öne sürülmüştür. Yazarlar, bölgede yüzeyleyen birimleri; Arap platform istifi (Otokton), Amanos Olistostromu, Kızıldağ ofiyoliti ve yerleşme sonrası çökelen istifler (Post tektonik birimler) olmak üzere dört tektonik birlik altında toplamışlardır. Amanoslar da yaygın olarak yüzeyleyen otokton istifin Kambriyen-Santoniyen aralığında çökeldiğini, Paleozoyikte, Üst Karbonifer ile Permiyen de bir karasallaşma döneminin hüküm sürdüğünü belirtmişlerdir. Amanoslar da Mesozoyik sırasında Triyas-Santoniyen zaman aralığında oluşan transgresyon sonucu kalın bir karbonat istifinin geliştiğini, söz konusu istifin de tüm Arap yarımadasını saran Arap Platformu olarak adlanan Mesozoyik karbonat platformunun bir parçasını temsil ettiğini belirtmişlerdir. Gülen, Barka, Toksöz (1987), Maraş Üçlü Eklemi ve çevre yapılarını göz önüne alarak, Arabistan-Avrasya çarpışması sırasında meydana gelen yapıların çaşitleri, birbirlerine göre yaşlarını incelemişlerdir. Çalışma sonucunda toplam kısalma miktarının bu yapılar arasında nasıl paylaşıldığını gösteren ve Asya daki benzer çarpışma verileri ile desteklenmiş bir model önermişlerdir. Muehlberger ve Gordon (1987), Doğu Anadolu fayının segmentlerini, uydu fotoğraflarından yararlanarak, doğrultularını, birbirleriyle olan ilişkilerini ve bu segmentler üzerinde gelişen yapıları incelemişlerdir. Kozlu (1987), Adana ve Iskenderun basenlerinin petrol jeolojisini irdelemistir. Demirkol (1988), Türkoğlu (K.Maraş) batısında yer alan Amanos dağlarında Alt Paleozoyik ten Miyosen e kadar gelişen çökel istifini incelemiş, stratigrafisini ve yapısal özelliklerini belirleyerek bölgenin tektonik evrimini açıklamıştır. Bölgenin genç tektonik evriminin Güneydoğu Anadolu kompresyonel rejimi içerisinde, fakat Doğu Anadolu ve Ölü Deniz faylarının denetimiyle geliştiğini belirtmiştir. Önalan (1988), Kahramanmaraş bölgesindeki Tersiyer yaşlı kayaların jeolojik evrimini araştıran yazar, Arap ve Toros levhaları arasında Jura da başlayan ve Alt Kretase ye kadar süren bir açılma rejiminin ve Valenjiniyen den itibaren ise dalma-batma rejiminin başladığını belirtmiştir. Arap levhasının kuzeye doğru olan bu dalmasının Maastrihtiyen e kadar sürdüğünü, Miyosen de Arap levhası ve Toros platformu arasında bir kenar havzasının geliştiği ve bu havzadaki çökellerin kuzey ve güneyde farklı istifler sunduğunu belirtmiştir. 6

7 7 Yılmaz, Gürpınar, Yiğitbaş (1988), Miyosen başında Güneydoğu Anadolu Bölgesinde, Güneydoğu Anadolu orojenezi gelişimini sürdürürken, Orta Miyosen de İskenderun, Maraş v.b. alanlarda Miyosen havzaları olarak anılan alanlarda yeni bir çökelme döneminin başladığını belirtmişlerdir. Amanos dağları ve dolaylarında gelişen Orta Miyosen istiflerinin yeni bir çanak açılmasının ürünleri olmadığı, bölgede önceden beri varolan denizel ortamın orojenik kuşakta sıkışma sistemi sonucu yükselen alanı terk edip, yanal atımlı fayların neden olduğu gerilmeli rejimin bölgede oluşturduğu çukur alanlara denizin yeniden ilerlemesinin bir ürünü olduğu belirtilmiştir. Barjous ve Mikbel (1990), Wadi Araba bölgesindeki jeolojik bulgulardan yola çıkarak Aqaba körfezi ve Ölü Deniz Transform Fayı nın oluşumuna neden olan deformasyonları kronolojik olarak 6 evreye ayırmışlardır. Çalışmacılar inceleme alanından ve yakın çevresinden elde ettikleri deformasyon fazlarından yola çıkarak Aqaba körfezi ve ölü Deniz Transform fay sisteminin tektonik gelişimini açıklamışlardır. Perinçek ve Eren (1990), Doğu Anadolu ve Ölü Deniz Fay zonlarının etki alanında gelişmiş, Hatay grabeninin güney kısmını oluşturan Amik havzasının oluşumunu yorumlamışlardır. Yazarlar Doğu Anadolu Fayı nın bir kolunun Türkoğlu yakınında sola sıçradığı ve güneyde Antakya dolayında güneybatı yönünde devam ettiğini ve bu sola sıçrama nedeni ile İskenderun Körfezi ni oluşturan bloğun güneybatıya doğru çekildiğini belirtmişlerdir. Çalışmada, Amik havzasının birinci derecede oluşum nedeni olarak, İskenderun Körfezi Bloğu nun güneybatı yönündeki çekilmesi gösterilmiştir. Lyberis, Yürür, Chorowicz, Kasapoğlu ve Gündoğdu (1992), Arap- Afrika- Anadolu üçlü ekleminin ve çevresindeki alanın, Landsat-SPOT uydu görüntüleri ve saha çalışmalarından yararlanarak tektonik yorumunu yapmışlardır. Üçlü eklemin bulunduğu 150 km genişliğindeki alanın faylarla ve kıvrımlarla yüksek derecede deforme olduğunu belirten çalışmacılar, Arap-Anadolu levhası arasındaki göreceli hareketin hem sol yönlü olduğunu, hemde bu levhaların birbirine yaklaştığını söylemişlerdir. Doğu Anadolu Fay Zonu içerisinde Geç Miyosen den sonraki dönemde gelişen yapıların sol yönlü hareket ve kısalma bileşeni ile uyumlu olduğunu ve bu zon içerisindeki sol yönlü doğrultu atımlı fayların K-G yönlü Arap- Anadolu çarpışmasının bölgesel sonuçları olduğunu belirtmişlerdir. Şafak (1993), Antakya havzasında planktonik foraminiferalara dayalı biyostratigrafi çalışması yapmıştır. Yılmaz (1993), Güneydogu orojen kusagının yeni model ısıgında evolusyonunu irdelemistir. Coşkun (1994), Türkiye-Suriye sınırında bulunan, Ölü Deniz Fayı ve Amanos Fayı tarafından sınırlanan ve temelini Karadut-Koçali ofiyolitlerinin oluşturduğu Amik-Reyhanlı havzasının şimdiye kadar bilinenin aksine faylanmış bir antiklinal olmadığı ve bir üçgen zon (triangle zone) olduğunu belirtmiştir. Bölgedeki dublekslerin bu üçgen zona bağlı olarak geliştiği belirtilen çalışmada, Amik- Reyhanlı havzasındaki dubleks yapılarının petrol olanakları tartışılmıştır. Karakuş ve Taner (1994), Antakya (Hatay)-Samandağ arasında geniş yüzlekler sunan Samandağ formasyonunun Molluska faunası özelliklerini incelemişlerdir. Bu amaçla inceleme alanından beş adet ölçülü stratigrafik kesit alınmış ve bu kesitlerden derledikleri 46 cins ve 57 tür yardımıyla Samandağ formasyonu nun Piyasensiyen (Üst Pliyosen) yaşında olduğunu ve alt seviyelerinde denizel, üst seviyelerinde ise akarsu formlarının bulunduğunu tespit etmişlerdir. Kop (1996), Kırıkhan ve civarında yaptığı çalışmada, bölgede Paleozoyik ten Senozoyik e kadar değişen yaş aralıklarındaki formasyonları incelemiş, bölgenin tektonostratigrafisi, depremselliği ve Karasu Grabenine parelel bir uzanım sunan Kuvaterner yaşlı bazaltların kimyasal özellikleri ve kökenine ilişkin incelemelerde bulunmuştur. 7

8 8 Kop, Çetin, Billor ve Demirkol (1997), Antakya ve civarında deprem kaynağı olabilecek aktif faylar ve bunların uzunluklarını saptayarak, oluşturabilecekleri depremlere ilişkin maksimum magnitüd değerlerini belirlemişler ve bu değerleri kullanarak oluşabilecek maksimum yer ivmesi değerlerini hesaplamışlardır. Elde edilen değerlerin konturlanması ile bölgenin eş şiddet maksimum yer ivmesi azalımı haritasını hazırlamışlardır. Kozlu (1997), Iskenderun ve Misis-Andırın Neojen basenlerinde yeralan istiflerin tekno-stratigrafik konumu ve gelisimi ele alınmıstır. Yürür ve Chorowicz (1998), Arap-Afrika ve Anadolu levhalarının birleştiği bölgenin iki ana tektonik evre tarafından etkilendiği ve bu evrelerin, daha yaşlı olan K-G yönlü sıkışma ve daha genç olan ve günümüzde de etkisini devam ettiren doğrultu atımlı ve D-B yönlü açılmanın etkin olduğu hareketler olduğu belirtilmiştir. Meriç, Ersoy ve Görmüş (2000), Çoğunlukla Ortadoğu ülkelerinden tanımlanan Loftusia türlerinin Maastrihtiyen (Geç Kretase) Tetis Okyanusu ndaki paleocoğrafik yayılımı, levha tektoniği kuramı ışığında yeniden değerlendirmişlerdir. Arap paltformu kökenli Loftusia ların farklı platformlardaki tür çeşitliliği ile bolluğu değerlendirilmiş, ekvator kuşağına yakınlığın, dolayısı ile tuzluluk ve sıcaklığın, Loftusia ların kavkı iriliğine ve yaşam bolluğuna etki ettiğini belirtmişlerdir. Geç Maastrihtiyen sonlarına doğru, Loftusia boyutlarında bir küçülmenin de gözlendiğini ve Türkiye deki Loftusia ların yaş aralıkları Orta-Üst Maastrihtiyen olduğunu söylemişlerdir. Ayrıca yazarlar, Üst Maastrihtiyen Loftusia kavkılarındaki ofiyolitli kırıntılı gerecin, Orta-Geç Maastrihtiyen deki ofiyolit yerleşimleriyle ilişkili olduğu, zemin özelliklerinden kaynaklandığı sonucu da ortaya koymuşlardır. Robertson (2000), Tetis okyanusunun Türkiye nin GD sundaki Mesozoik-Tersiyer dönemindeki tektonik-sedimanter gelisimine yöneliktir. Rojay, Heiman ve Toprak (2000), Ölü Deniz Transform Fay Zonu (ÖDF) ile Doğu Anadolu Fay Zonu (DAF) arasındaki geçiş zonu olan Karasu fay zonunun Neotektonik ve volkanik karakteristiklerini inceleyip, kuzey Karasu riftinin oluşumunu açıklamışlardır. Aksu ve Demirkol (2001), Iskenderun baseninin güney kesiminin Katnitatif Basen Analizi yöntemiyle hidrokarbon potansiyeli degerlendirilmistir. Över, Ünlügenç ve Özden (2001), Hatay bölgesinde meydana gelen sığ odaklı depremlerin odak mekanizmalarının ters çözüm işlemi sonucunda, bölgede Pliyo- Kuvaterner den günümüze kadar etkin olan gerilme durumlarını saptamışlardır. Yazarlar bölgede oluşan etkin gerilme durumlarının, bu bölgenin güneybatısında yer alan yitim zonu (Kıbrıs yayı) ile kuzeydoğusunda uzanan bindirme zonu (Bitlis kenet zonu) boyunca levha kenarlarında gelişen kuvvetlerin etkileşimlerinden kaynaklanmış olabileceğini, bununla birlikte; yitim sürecinin Hatay bölgelerindeki KD-GB yönlü açılma rejiminin oluşumunda daha çok etkili olduğunu düşünmektedirler. Mıstık (2002), Samandağ (Antakya) civarında yaptığı tez çalışmasında; bölgede Mesozoyik ten Senozoyik e kadar değişen yaş aralıklarındaki formasyonları incelemiş, bölgenin tektono-stratigrafisiyle ilgili incelemelerde bulunmuştur. Sezgin, Pınar ve Utkucu (2002), Afrika, Anadolu ve Arabistan kıtalarının oluşturduğu üçlü eklem bölgesinin Maraş civarında olduğunu belirtmişler ve bu üç levhanın buluştuğu bölgenin güncel tektoniğini incelemişlerdir K enlemleri ve D boylamları arasında kalan bölgede tarihlerinde oluşmuş 35 adet depremin P ve T eksenlerini kullanarak, bölgede etkin olan gerilme tensörü elde etmişlerdir. Zorlu(2003), Samandağ-Yayladağı (Hatay) arasında yaptığı tez çalışmasında; bölgede Mesozoyik ten Senozoyik e kadar değişen yaş aralıklarındaki formasyonları incelemiş, bölgenin tektono-stratigrafisiyle ilgili incelemelerde bulunmuştur. Temizkan (2003), Harbiye (Antakya) civarında yaptığı tez çalışmasında; bölgede Mesozoyik ten Senozoyik e kadar değişen yaş aralıklarındaki formasyonları incelemiş, bölgenin tektono-stratigrafisi, depremselliğiyle ilgili incelemede bulunmuştur. 8

9 9 Över, vd. (2004), Dogu Akdenizin KD kenarı Antakya, Osmaniye ve Kahramanmaras yörelerinde ve Karasu vadisi boyunca (Amanos Dagları) Miyo-Pliyosen ile bügüne kadar süren gerilme rejimi (stress regime) ortaya koymustur. Kocaçiftçi (2005), Antakya ve yakın civarında yaptığı tez çalışmasında; bölgede Meszooyik ten Senozoyik e kadar değişen yaş aralıklarındaki formasyonları incelemiş, bölgenin tektono-stratigrafisiyle ilgili incelemelerde bulunmuştur. Kavuzlu, (2006), Altınözü (Antakya) ve yakın civarının tektono-stratigrafisi isimli yüksek lisans tezi çalışmasında, bölgedeki Kızıldağ ofiyoliti ile üzerinde gözlenen tüm litostratigrafi birimlerini incelemiştir. Tekin vd. (2007), Osmaniye-Iskenderun-Samandag (Hatay) civarındaki Messiniyen evaporitlerinin sedimantolojik incelemesi sunulmuştur. Şekil-3; Bölgenin Korelasyon Çizelgesi 9

10 10 Şekil-4: Hatay İli Jeoloji Haritası 10

11 11 4. HATAY BÖLGESİNİN JEOLOJİK EVRİMİ Guneydoğu Anadolu Bolgesi nde guneyden kuzeye doğru; Arap platformu, şaryaj cephesi (nap cephesi) ve bindirme alanı olmak uzere üç tektonik kuşak ayırtlanmıştır (Yılmaz, 1993). Bunlardan Arap Platformu Kambriyen-Tersiyer yaş aralığına sahip otokton sedimanter, Bindirme alanı ofiyolitik, metamorfik, volkanik volkanoklastik, Arap Platformu nun kuzey kesimini sınırlayan ters fay ve bindirme dilimlerinden oluşan şaryaj cephesi ise Üst Kretase-Alt Miyosen yaşlı sedimanter kayaçlar ile temsil edilmektedir. Alpin Orojenezi nin etkin olmadığı veya kısmen etkin olduğu Turkiye deki Paleozoyik yaşlı sedimanter kayaç istifleri; kaynak kayaç, tektonik konum ve paleocoğrafik evrim ile ilgili onemli kayıtlar içermektedir. Arap Platformu veya Guneydoğu Anadolu Otoktonu (GDAO) olarak adlandırılan (Göncüoğlu vd., 1997) Amanoslar bolgesinde Paleozoyik istif geniş bir yayılım sunmaktadır (Şekil 1 ve 2). Kuzey Afrika'dan Arap yarımadasına, İran'a ve Türkiye içlerine kadar uzanan bölgelerde yer yer Prekambriyen ve Paleozoyik yaşlı çökel kayaları bulunur (Burdon, 1959; Dean and Krummenacher, 1961; Powers ve diğ., 1966; Ketin, 1966; Stöcklin, 1968). Yurdumuzda bu yaşlı çökellerin en iyi görüldüğü yerlerden biriside Amanos Dağlarıdır. Amanoslarda Kırıkhan ile K. Maraş arasında yaklaşık kuzey-güney doğrultusunda uzanan büyük bir antiklinal boyunca bazen yüzeye çıkan sözkonusu birimlerin yaşı, stratigrafisi ve yapısal sorunlarını çözmeye yönelik birçok çalışmalar yapılmıştır (Dean ve Krummenacher, 1961; Ketin, 1966; Atan, 1969; Lahner, 1972; Ishmahwi, 1972; Yalçın, 1979). Türkiye'nin güneyindeki Amanos antiklinalinin çekirdek kısımlarında Antekambrian ile Kambriyen'den Devoniyen içlerine kadar devam eden Paleozoyik bir istif bulunmaktadır. İstifin en altında Prekambriyen yaşlı Sadan formasyonu yer alır. Sadan formasyonunun üzerine Kambriyen yaşlı Zabuk formasyonu uyumsuz olarak gelmektedir. Bunun üzerine gelen Koruk formasyonu dolomikrit, intramikrit, intrasparit, mikrit ve dolomitlerden oluşmaktadır. Üzerine Orta Kambriyen yaşlı Sosink formasyonu gelir. Orta Kambriyen yaşlı Sosink formasyonunun üzerine ise Üst Kambriyen-Alt Ordovisiyen yaşlı Kardere formasyonu yerleşmiştir. Bu formasyonun üzerine ise, Üst Kambriyen-Alt Ordovisiyen yaşlı Kardere formasyonu Orta Ordovisiyen yaşlı kumtaşı arakatmanlı şeylerden oluşan Kızlaç formasyonu gelmektedir. Pembemsi-morumsu litarenit ve şeyl ardalanmasmdan meydana gelen Orta-Üst Ordovisiyen yaşlı Bedinan formasyonu, Kızlaç formasyonu ile uyumlu olmakla beraber bazı kesimlerde Kardere formasyonu ile açısal uyumsuz olarak gözlenmektedir. Bedinan ve Kızlaç formasyonları uzerinde açılı uyumsuzlukla yeralan alt kesimlerdeki çakıltaşlı seviyeleri de (Dedeler formasyonu; Yalçın, 1980) içerisine alan kalın sedimanter istif için Akçadağ formasyonu adlaması kullanılmıştır. Birim Fevzipaşa ve Bahçe ilçeleri arasında tipik yüzeylemeler sunmaktadır. Ordovisiyen yaşlı birimler üzerinde uyumsuzlukla gelen birim için alt seviyelerden elde edilen fosillere dayanılarak Siluriyen yaşı verilmiş olmakla birlikte (Lahner, 1972; Yalçın, 1980); kalın istifin yaşının Alt Devoniyen e kadar uzanabileceği de belirtilmiştir (Lahner, 1972). Bölgede çok fazla yayılımlı olmayan muhtemelen Üst Silüriyen yaşlı Bahçe formasyonu ve kuvars çakıltaşı-kumtaşı yapılışlı ve Alt Devoniyen yaşlı Kırtaş kuvarsit üyesi bulunmaktadır. Devoniyen yaşlı Hasanbeyli formasyonu alttaki birimleri açısal uyumsuzlukla üzerlemektedir. Diyarbakır Hazro bölgesinde tipik yuzeylemeler sunan Çığlı Grubu na ait litolojiler Amanoslar bolgesinde de (Fevzipaşa batısı) küçük yüzlekler halinde gözlenmektedir. Bu çalışmada Çığlı Grubu nun incelenen kesimi, Bedinan formasyonu üzerine uyumsuzlukla gelen Alt Triyas yaşlı Arılık formasyonu veya Arılık kuvarsit-şeyl formasyonu (Önem, 1991) olarak bilinen ve yaklaşık 20 m kalınlığa sahip siyah sleyt arakatkılı gri-siyah metakumtaşları ile temsil edilmektedir. Birimin alt sınırı Ordovisiyen Bedinan formasyonu ile uyumsuz, üst sınırı ise Orta-Üst Triyas yaşlı Cudi Grubu ile uyumlu bir ilişkiye sahiptir. Hasanbeyli 11

12 12 formasyonunun üzerine Cudi grubunun iki formasyonundan biri olan (diğeri; Latdağı formasyonu (Perinçek, 1980)) sleyt-şeyl arakatmanlı, kumlu kireçtaşı ve kristalize kireçtaşı yapılışlı, Orta Üst Triyas yaşlı Çanaklı formasyonu uyumsuz olarak gelmektedir. Bölgede Jura (Malm) dan itibaren gözlenen otokton Denizgören Grubunun Santoniyen e kadar çökelmiş olması, litoloji homojenliği, çökelme koşullarının uzun bir süre duraylı kaldığı tektonikten pek fazla etkilenmediğini gösterir. Ortam tipik bir karbonat şelfidir. Çok geniş bir yayılıma sahip olup, tüm Arap Platformunu kaplamıştır. Tektoniğe, değişen derinlik ve beslenmeye bağlı olarak yerel fasiyes değişimleri vardır. Bu çökelme Keldağ dan Santoniyen sonuna kadar devamlıdır. Santoniyen sonunda yükselim sonucu ülke kara haline gelmiş ve aşındırılmıştır. Üst Kratesedeki yükselim bölgedeki ofiyolit yerleşimi ile temsil edilir. Üst Maestrichtiyen de deniz basmasına uğramış genç otokton birimler Kızıldağ ofiyolitleri ve otokton birimler üzerine konglomera ve kumtaşı ardalanması ile başlayan bir litoloji topluluğu ile trangresif olarak gelmişlerdir. Üst Maestrichtiyen yaşlı Yalaz formasyonu sığ denize açılan yelpaze deltası ortamında çökelmiştir. Yalaz formasyonu aynı yaşta ve bununla yanal düşey yönde geçişli olarak yer alan Kaleboğazı formasyonu açık derin deniz ortamında çökelmiştir. Bu ortam şartları Uluyol formasyonunun çökelimi (Paleosen) boyunca devam etmiştir. Eosen sırasında ise ortam açık denizel platformdur. Okçular formasyonunun genellikle sığ (Resifal) karbonat platformu çökellerinden oluştuğunu, Kışlak formasyonunun çökellerinin yine platform üzerinde fakat nispeten daha derinlerde olmuş ve zaman zaman açık denizle ilişkisi olduğunu söyleyebiliriz. Bölge Alt Miyosen boyunca karasal ortama dönüşmüştür. Bu zaman aralığında yükselen bölge Orta Miyosen de deniz basmasına uğramıştır. Orta-Üst Miyosen bölgede; Langiyen- Serevaliyen başı (Balyatagı formasyonu Sofular formasyonu) sığ, Serevaliyen sonu- Tortoniyen başı (Tepehan formasyonu Nurzeytin formasyonu) derin, Tortoniyen sonu Messiniyen (Vakıflı formasyonu) sığ deniz ortamlarında gelişmiştir. Pliosen yaşlı Samandağı formasyonu transgresif olarak kendisinden yşlı formasyonlar üzerine gelmiştir. Sığ deniz koşullarının hüküm sürdüğü bir ortamda çökelmiştir. Travartenler, yamaç molozları, alüvyonlar ve deniz kumulları da bölgedeki güncel çökelleri temsil etmektedir. 12

13 13 5. STRATİGRAFİ Bölgede yeralan litostratigrafi birimlerinin litolojik özellikleri, birimlerin birbirleri ile olan dokanak ilişkileri, olouşum ve yerleşim yaşları aşağıdaki genelleştirilmiş stratigrafi kesitinde verilmiştir (Şekil- 5 ). Şekil-5; Bölgenin Genelleştirilmiş Stratigrafi Kesiti 13

14 PALEOZOYİK ÖNCESİ Pre-Kambriyen Sadan Formasyonu Formasyon bugün kullanıldığı şekliyle, Ketin (1966) tarafından Derik-Bedinan dolaylarında Sadan formasyonu adı ile tarif edilmiştir. Sadan formasyonu başlıca, grimsi kahverengi, yeşilimsi gri, renklere sahip metakumtaşı, metasilttaşı ve metaşeyl litolojilerinden oluşmakta, ender olarak metavolkanit arakatkıları içermektedir. Formasyonun yeşilimsi metakumtaşlarından oluşması ve üst seviyelerde, ender de olsa, volkanik arakatkıların gözlenmesi, birimi oluşturan kırıntılı kayaçların büyük ölçüde volkanik bir kaynaktan türemiş olduğu izlenimini vermektedir. Yer yer kum tanelerindeki kuvarsın artmasıyla kuvarsit, mika bileşenin artmasıyla mikalı şeyl, kum tanelerinin küçülmesiyle silttaşı görünümünü alır. Amanos dağlarının yapı eksenini göz önüne alırsak, bu devrik asimetrik yapının çekirdeğinde yer alan Sadan formasyonunun tabakalanması çoğunlukla belirsizdir. Tabanı görülmediği için Sadan formasyonunun gerçek kalınlığını saptamak güçtür. Ancak, 500 m. den kalın olduğu kesindir. Sadan formasyonu petrografik özellikleri değerlendirildiğinde, metakumtaşlarının bağlayıcı malzemesini serizitleşmiş ve kloritleşmiş kil matriks oluşturmaktadır. Litik arkoz bileşimini yansıtan bu kayaçlar; kuvars, polisentetik ikizlenmeli ve zonlu dokulu plajioklas, kloritleşmiş biyotit, muskovit, klorit, zirkon, kayaç parçacıkları ve opak mineraller içermektedir. Orta-kötü boylanmalı metaklastik kayçlardaki taneler yarı köşeli-yarı yuvarlak bileşenlere sahiptir. Fillosilikat minerallerinin uzun eksenlerinin yönlenmesi, kuvars minerallerinin matriksle az da olsa girift/süturlu sınır ilişkisi sunması, matriksin bütünüyle serizitleşmesi ve kloritleşmesi, zayıf ve kaba dilinim gelişimi ve biyotitlerin kloritleşmesi bu kayaçların ileri diyajenetik-çok düşük dereceli metamorfik bir olgunlaşma derecesine sahip olduğunu göstermektedir. Diğer bir ifadeyle, birimdeki metaklastik kayaçlar, dokusal açıdan altere kil matriks zonu ile kuvarsitik yapı ve hidromika-klorit matriks zonu (Kossovskaya ve Shutov, 1970; Frey, 1970, 1987; Kisch, 1983) arasında bir özellik sunmaktadır. Kuvarsların genellikle monojenik, feldispatların bütünüyle polisentetik ikizlenmeli ve zonlu dokulu plajiyoklazlar ile temsil edilmesi, ayrıca kayaç parçacıklarının çoğunluğunu volkaniklerin oluşturması (Şekil 3a); volkanik bir kökeni işaret etmektedir. Diğer taraftan, polikristalin kuvarsların yanı sıra, sleyt/fillit türü metamorfik kayaç parçacıkları; bunların az da olsa metamorfik kayaçlardan da beslendiğini göstermektedir. Metakumtaşları yer yer kalınlığı mm arasında değişen metaşeyl laminasyonları içermektedir. Kumlu seviyelerde herhangi bir dilinim gözlenmemekte iken, metaşeyl/sleyt seviyelerinde zayıf dilinim gelişmiştir. Metaçamurtaşı ve metaşeyl/sleytler iri taneli metaklastik kayaçlara göre daha fazla serizit/klorit içermekte olup, zayıf gelişmiş, ancak kısmen daha belirgin dilinim düzlemlerine sahiptir. İlksel kırıntılı dokusu büyük ölçüde korunmuş bazı kayaçlar için sleyt yerine metaşeyl veya metaçamurtaşı adlaması tercih edilmiştir. Formasyonda ender arakatkılar oluşturan magmatik kayaçların ana bileşenlerini plajioklas ve ojit oluşturmaktadır. Porfirik dokulu olması, bazaltik bileşimi yansıtması ve metaklastik kayaçlarla birlikte gözlenmesi nedeniyle metabazalt olarak tanımlanan bu kayaçlarda, metamorfizmanın da etkisiyle yaygın epidotlaşma, serizitleşme ve kloritleşme türü bozuşmalar meydana gelmiştir (Bozkaya ve diğ.,2009). Sadan formasyonu üzerine Zabuk formasyonunun kuvarsit sevileri gelir.(atan 1969) Eğribucak ta bu kuvarsitlerle Sadan formasyonu arasında açısal bir diskordansın varlığından bahseder. Ancak, antiklinalin batı kanadında Sadan formasyonunun siltli şeylleri ile Zabuk formasyonunun beyaz kuvarsitleri dokanak yakınında arızalanır ve giderek pembe renkli 14

15 15 kuvarsit egemen olur. Sonuç olarak, Sadan formasyonunun tabanı gozlenememekte, üst sınırı ise Zabuk formasyonu ile uyumlu bir ilişki sunmaktadır. Hiçbir fosile rastlanmamıştır. Birimin yaşı stratigrafik ilişkileri gozetilerek Prekambriyen olarak kabul edilmektedir (Yılmaz ve Duran, 1997). 5.2 PALEOZOYİK Kambriyen Zabuk Formasyonu Zabuk formasyon, inceleme alanının doğusunda ve kuzey doğusunda bulunan Amanos dağlarının bir çok yerinde yaygın olarak mostra vermekle birlikte, Güney Amanoslar da Hassa batısında yaklaşık kuzey güney doğrultulu uzanan Sadan formasyonunu çevreler bir şekilde yüzeylemektedir. Zabuk formasyonu, başlıca yeşilimsi koyu gri bordo renkli, ince tabakalı, kumlu şeyl arakatmanlı, pembemsi-morumsu ve yer yer mikalı metakumtaşlarından (kuvarsitlerde) oluşmaktadır. Oldukça sert, sağlam ve keskin köşeli kırıklı olarak gözlenen birim, orta - kaba, köşeli - yarı yuvarlak taneli, kötü boylanmalı, pirit ve mikalı, paralel ve yer yer çapraz ince tabakalıdır. Birimin üst seviyelerine doğru silis çimento yerini daha çok karbonat çimentoya bırakmaktadır. Metakumtaşları genel olarak orta-kalın tabakalı bir görünüm sergilemektedirler. Bileşenleri önemli ölçüde kuvarsit, ender olarak da fillit, şist ve gnays parçacıkları oluşturmaktadır. Yetiş ve diğ., (1991) yaptıkları çalışma ile birime ait bir stratigrafik kesit ölçmüşlerdir. Adatepe kesitinde birimin tabanı fay nedeniyle görülmez. Gözlenen en alt seviyelerde feldispatlı kumtaşı ile başlayan birim, mor-turuncu renkli ve yer yer laminalıdır m ler arasında birim mor bej renkli çakıltaşı, kumtaşı miltaşı şeyl ardalanması şeklindedir. Bu kesimde ince kırıntılılarda laminalanma, kaba kırıntılılarda ise çapraz tabakalanma oldukça belirgindir. Daha üst kesimlerde çapraz tabakalı, yine morpembe renkli kumtaşları hakimdir. İstifin tavanına doğru karbonat çimento artarak Koruk formasyonu dolomitlerine geçer. İndere dolayın da birimin kalınlığı 180m kadardır. Zabuk formasyonunun petrografik özellikleri değerlendirildiğinde, metakumtaşlarının bağlayıcı malzemesini, silis çimento ve kısmen de serizitleşmiş kil matriks, tane bileşenlerini ise bolluk sırasına göre monokristalin ve polikristalin kuvars, muskovit, feldispat (mikroklin, plajiyoklaz ve ortoklaz), metamorfik kayaç parçacıkları (fillit), zirkon, apatit, turmalin ve opak mineraller oluşturmaktadır. Subarkoz olarak adlandırılan metakumtaşları orta-iyi dereceli boylanmaya sahip olup, taneler yarı yuvarlaklaşmış-yarı koşelidir. Belirgin bir yönlenme göstermeyen bu kayaçlar, bağlayıcı malzemesinin bütünüyle serizitleşmiş olması, kuvars tanelerinin serizitik matriksle kısmen de olsa girift/süturlu sınır ilişkileri sunması nedeniyle metakumtaşı olarak adlandırılmıştır. Monokristalin kuvarsların yanı sıra, mikroklin ve ortoklas türü feldispatlar (Şekil 3b) granitik bir kaynağı işaret etmekle birlikte, polikristalin kuvarslar, muskovit ve biyotit türü ince-uzun mika mineralleri ve fillit türü kayaç parçacıklarının gözlenmesi, bu kayaçların metamorfik bir kaynaktan da beslendiğine işaret etmektedir (Bozkaya ve diğ.,2009). Birimin alt sınırı Sadan formasyonu üst sınırı ise Koruk formasyonu ile uyumlu bir ilişkiye sahiptir. Zabuk formasyonu içerisinde fosil gözlenmemekle birlikte, üzerindeki formasyonun Orta Kambriyen olması nedeniyle yaşı Alt Kambriyen olarak kabul edilmiştir. 15

16 16 Foto-1(a);Metakumtaşı (litik arkoz) örneğinde volkanik (VKP) kayaç parçacıkları (çift nikol=çn, ADG-46, Sadan formasyonu (Bozkaya ve diğ., 2009), Foto-1(b);Serizit bağlayıcılı metakumtaşı (subarkoz) örneğinde mikroklin (Mic) ve polikristalin kuvars (Qtz) taneleri, (çn, ADG-53, Zabuk formasyonu, (Bozkaya ve diğ., 2009) Koruk Formasyonu Koruk formasyonu ismi ilk kez Ketin (1966) tarafından Derik Bedinan bölgesinde, bugünkü Sosink formasyonuna karşılık gelen Üst Kambriyen klastikler için kullanılmıştır. Schmidt (1964a) tarafından teklif edilen kaya birimleri terminolojisi (proposed rock unit nomenclature Petroleum district SE Turkey) çizelgesinde günümüzdeki şekliyle Koruk formasyonu olarak kullanılmıştır. Bu formasyon Kuzey Amanoslar da Türkoğlu ve Andırın arasında, Güney Amanoslar da ise Hassa ve Dörtyol arasında yaklaşık kuzey-güney doğrultulu yüzlek sunmaktadır. İnceleme alanının özellikle kuzeydoğusunda geniş yüzlek vermektedir. Birim bütünüyle karbonatlı kayaçlarla temsil edilmektedir. Koyu gri siyah renkli, tabanda mikritik kireçtaşı ile başlayan istif, üste doğru dolosparite geçer. Alt ve üstündeki birimlere göre daha dayanımlı olan Koruk formasyonu sahada klavuz tabaka niteliğindedir. Birim yeniden kristalleşmiş veya dolomitleşmiş, sert, keskin köşeli kırıklı, ikincil kalsit ve kuvars damarlı, orta kalın tabakalı, yer yer çörtlü dolomitik kireçtaşı ve dolomitten oluşur. Yetiş ve diğ., (1991) İndere (Bahçe-Osmaniye) çalışmalarında, ölçmüş olduğu stratigrafik kesiti ile birimin kalınlığını 167 m olarak belirlemiştir. Zabuk Formasyonu üzerinde ilk birkaç metrede orta tabakalı mikritik kireçtaşı ile başlayan birim, ince bir kumlu dolomitik düzeye geçmektedir. Daha sonra orta-kalın tabakalı, değişik kristal (billur) boyuna sahip, koyu gri siyah renkli dolomitler şeklinde devam etmektedir. Üst düzeylerinde şeyl oranının artması ile Sosink formasyonuna geçmektedir. Koruk formasyonunun petrografik özellikleri incelendiğinde, metadolomitlerin başlıca dolomit, kalsit ve kuvars mineralleri, az miktarda serizit ve feldispat içerdikleri gözlenmektedir. Yeniden kristallenme sonucu genellikle iri sparitik görünümlü mikrogranoblastik dokuya sahip metadolomitler, bazı örneklerde zayıf gelişmiş dilinim düzlemlerine sahip iken, bazı örneklerde de ilksel mikritik dokuyu kısmen koruyabilmişlerdir. Serizit içeren metadolomitlerde ince taneli fillosilikatlarca zengin seviyelerde yönlenme, yer yer gözeneklerde otijenik silis oluşumları (kalsedonik kuvarslar) gözlenmektedir. Bazı örnekler bol çatlaklı, breşik doku görünüm sergilemektedir. Breşik metadolomitlerde yeniden kristallenme daha yaygın gelişmiş olup, mm kalınlığa sahip çatlaklar demiroksitli minerallerce (buyuk olasılıkla götit) doldurulmuştur (Bozkaya ve diğ.,2009). Koruk formasyonu altındaki Zabuk formasyonu ile uyumlu üzerindeki Sosink formasyonları ile ise dereceli geçişlidir. 16

17 17 Koruk formasyonunda bazı kavkı parçalarına rastlanmışsa da ileri dolomitleşme nedeniyle yaş tayini yapılamamaktadır. Üzerine uyumlu olarak Orta Kambriyen yaşlı Sosink formasyonu geldiğinden, Koruk formasyonunun yaşı Alt-Orta Kambriyen olarak kabul edilmektedir. Alt-Orta Kambriyen yaşlı Koruk formasyonunun sahilden orta şelf alanına kadar uzanan bir bölgede çökeldiğini ve bu birimdeki dolomitlerin diajenetik olarak geliştiğini Önalan (1986) çalışmasında belirtmiştir Sosink Formasyonu Bu birim ilk olarak, Taylor (1955) in Mardin ili Derik İlçesi Sadan Sosink köyleri arasında ölçtüğü yüzey kesitini yeniden değerlendiren Cobb (1957a) tarafından günümüzdeki Sadan formasyonunun üst seviyeleri ile Koruk ve Sosink dormasyonlarını kapsayacak şekilde Sosink formasyonu olarak adlandırmıştır. Bryant (1960a) Sosink formasyonunun, ilk kez Penbeğli-Tut bölgesinde kendisi tarafından adlandırıldığını belirtmektedir. Sosink formasyonu Kuzey Amanoslar da Bahçe ve Türkoğlu arasında, Güney Amanoslar da ise, Dörtyol ve Hassa arasında geniş yüzlekler sunmaktadır. İnceleme alanının kuzeydoğusunda, Amanos dağlarında Alt Paleozoyik yaşlı birimler içerisinde en geniş yeri kaplamaktadır. Sosink formasyonu başlıca, yeşilimsi sarı - kahverenkli, sert, sağlam yapılı, yer yer keskin köşeli kırıklı, ince - orta tabakalı, az köşeli ve çoğun yuvarlak taneli, orta boylanmalı, karbonat ve silis çimentolu, piritli ve triloibit1i kumtaşı ile yeşil ve yeşilimsi gri renkli, az dayanımlı, kıymıksı kırıklı, kırık ve çatlakları demir oksitli, ince tabakalı, şeyl - kiltaşı yapılışlıdır. Yetiş ve diğ.,(1991) Bahçe-İndere kesitinde, İndere köyü güneyinde ve Koruk formasyonu üzerinde yüzeyleyen bu birimin kalınlığını 294 m. olarak ölçmüştür. Bu çalışmada Sosink formasyonu ile olan geçiş zonunda kireçtaşı arakatkılı miltaşı ve ince kumtaşı gözlenir. Burada miltaşı ve şeyl içerisindeki karbonatlar sucuk yapısı sunar. Formasyonun alt seviyelerini metasilttaşı arakatkılı yumrulu kirectaşları oluşturmaktadır. Sarımsı-kahve yumrulu kireçtaşları bu formasyon icin karakteristik olup, uzun eksenleri tabaka düzlemine paralel olarak yönlenmiş boşluklar ve/veya gözenekler içermektedir. Orta seviyelerde gözlenen ince kumtaşı aratabakalı, yeşil, yeşilimsi gri renkli şeyller, çapraz laminalı ve bükümcüklü laminalıdır. Üste doğru kum oranı artarak birim gri ve yeşilimsi koyu gri renkli, metasilttaşı arakatmanlı kuvarsitlere geçmektedir. Böylece birimin Kardere formasyonu ile olan dokanağı dereceli ve geçişlidir. Sosink formasyonunun üst düzeylerinde kuvarsit katkıları çoğalarak kumtaşı, silttaşı ve kuvarsit ardalanmasının hakim olduğu bir birime geçilir. Sosink formasyonunun petrografik özellikleri değerlendirildiğinde, karbonat kayaçları mikritik ve sparitik ortokem içerisinde allokem olarak bol miktarda biyoklast (fosil), ekstraklast olarak ise kuvars ve feldispat içerdiği gözlenmektedir. Metakireçtaşları genellikle breşik dokulu olup, yer yer basınç çözünmesini işaret eden stilolitik dokular da sergilemektedir. Breşleşmenin yaygın olduğu bazı örneklerde ezik zonlar oluşmuş, fosil kavkıları bol kırıklı bir yapı kazanmıştır. Bazı karbonat kayaçlarında yeniden kristallenme dokuları ve breşleşmenin yaygın ve bunlara eşlik eden kırıntılı kayaçların ileri diyajenetik - çok düşük dereceli metamorfik özelliklere sahip olması nedeniyle, kayaç adlarının önüne meta ön takısı getirilmiştir. Birimin düşük dereceli metamorfizmasına karşın, kireçtaşlarının metamorfizmayı yansıtacak dokular sunmaması, bunların sıkı dokulu (mikritik) olması nedeniyle metamorfik çözeltilerin kayaç içerisindeki dolaşımını sınırlamasıyla ilişkili gözükmektedir. Metaklastik kayaçlar başlıca; kuvars, feldispat, serizit, muskovit, biyotit, klorit ve eser miktarda zirkon, turmalin ve opak mineraller içermekte olup, tane boylarına gore iri taneli metasilttaşı ve ince taneli metakumtaşı şeklinde adlandırılmışlardır. Tipik blastopsamitik (metakumtaşı) ve blastopelitik (metasilttaşı) dokuya (Spry, 1969) sahip olan metaklastikler ilksel sedimanter dokularını (psamitik ve pelitik doku, mikrolaminalanma) korumakla birlikte, fillosilikat minerallerince oluşturulan yönlenme ve zayıf gelişmiş dilinim ile kil matriks türü bağlayıcı malzemeden itibaren gelişen serizitleşme ve 17

18 18 kloritleşme gibi zayıf metamorfizma etkilerini de taşımaktadırlar (Şekil 3c). Metaklastik kayaçları oluşturan kuvars ve feldispat tanelerinin sınırları basınç çözünmesi süreçleri nedeniyle matriksteki serizit ve kloritlerle kaynaşmış olup, çok ince testere dişi şeklinde görülürler. Kuvarslardaki bu tür sınırsal ilişkiler ve matriksin tümüyle serizit ve kloritten oluştuğu doku altere kil matriks zonu (dokusal zon 2 : Kisch, 1983; Frey, 1987) ile kuvarsitik yapı ve hidromika-klorit matriks zonu na (dokusal zon 3 : Kisch, 1983; Frey, 1987) karşılık gelmektedir. Subarkoz bileşimine sahip metaklastik kayaçlarda detritik bileşenleri oluşturan kuvars ve feldispatlar yarı yuvarlak yarı köşeli, buna karşın detritik mika mineralleri uzun ve yönlenmiş levhamsı biçimlere sahiptir. Metakireçtaşları ve metakumtaşlarından hiç, buna karşın metasilttaşlarında dilinim izinin az da olsa gözlenmesi, metamorfizma derecesinden çok, dokusal evrimin litolojiye bağımlı olarak gelişmesinden kaynaklanmaktadır (Bozkaya ve diğ.,2009). Sosink ve Kardere formasyonları arasında keskin bir dokanak bulunmaz. Dokanak, şeylin azalıp kuvarsitin egemen olduğu yerden geçirilmiştir. Sosink formasyonu alttaki Koruk formasyonuyla da uyumlu ve dereceli geçişlidir (Yetiş ve diğ., 1991). Formasyonun alt seviyelerindeki fosilli kireçtaşlarından derlenen kireçtaşı örneklerindeki Trilobit türlerine göre (Paradoxides sp. ve Pardailhania cf.) birimin yaşı Orta Kambriyen olarak belirlenmiştir (Dean vd., 1981). Fakat, Sosink formasyonu üzerindeki Kardere formasyonunun Alt Ordovisiyen e kadar çıkması, Sosink formasyonunun Üst Kambriyen e kadar çıkabileceğini kanıtlar. Buna göre Sosink formasyonunun yaşı Orta-Üst Kambriyen olmalıdır. Foto-1(c);Metasilttaşı örneğinde zayıf gelişmiş sleyt dilinimi (cn, ADG-76, Sosink formasyonu, (Bozkaya ve diğ., 2009) Foto-1(d);Sleyt örneğinde belirgin dilinim ve klorit-mika istifleri (KMI, cn, ADG-85, Kardere formasyonu,(bozkaya ve diğ., 2009) ORDOVİSİYEN Kardere Formasyonu Başlıca kuvarsitik yapılışlı oluşu ile Sosink formasyonu üzerinde çokça dayanımlı doruklar oluşturmaktadır ve birim ilk olarak Yalçın, (1979) tarafından Kardere formasyonu olarak adlandırılmıştır. Kuzey Amanoslar bolgesinde Türkoğlu ilçesi (Kahramanmaraş) batısında Çimen dağı çevresi ile Bahçe ilçesi doğusunda Güney Amanoslar da ise Islahiye- Hassa- İskenderun arasında Kambriyen yaşlı formasyonların batı sınırını oluşturacak biçimde yaklaşık kuzey-güney doğrultulu bir hat boyunca yuzeylemektedir. Birim orta kalın tabakalı, yer yer laminalı kuvarsit, kuvarslı kumtaşı ve bunlarla ardalanımlı ince tabakalı çarmurtaşlarından oluşmaktadır. Kuvarsit ve kuvarslı kumtaşlarının ayrışmış yüzeyleri yeşil, kahverengimsi gri, taze kırık yüzeyleri ise yeşilimsi gri - pembe renkli olup, sert, sağlam ve keskin köşeli kırıklı, ince orta taneli, az köşeli - yuvarlak, çökel orta boylanmalıdır. Bu tabakaların ara yüzeylerinde ripple-marklar ve biyotürbasyon yapıları (canlı 18

19 19 izleri) birimin tipik niteliklerindendir. Canlı izleri olarak Annelid türü organizmaların tabakalanmaya dikey veya paralel olarak açtıkları yuvalar ile Trilobit türü organizmaların (Cruziana izi) sürüklenme izleri olağandır. Yuvalar çoğunlukla daire kesitli olup daha çok çamurtaşı ve kumtaşı içerisinde açılmışlardır. Saf kuvars kumlarıyla doldurulmuş olan yuvaların çapları 1 cm ye erişmektedir. Yetiş ve diğ., (1991) birimin kalınlığını Kardere Ölçülmüş Stratigrafi Kesiti ne göre 2500 m olarak belirtmişlerdir. Kardere formasyonunun petrografik özelliklerine bakıldığında, metakumtaşları (kuvars arenit) serizitik-kloritik matriks içerisinde kuvars, feldispat, klorit, biyotit, zirkon, turmalin ve opak mineraller içermektedir. Yarı koşeli-yarı yuvarlak kuvars ve feldispat taneleri basınç çözünmesi süreçleri nedeniyle matriksteki serizit ve kloritlerle girift sınır ilişkisine sahiptir. Bu tür sınırsal ilişkiler ve matriksin tümüyle serizit ve kloritten oluştuğu doku altere kil matriks zonu ile kuvarsitik yapı ve hidromika-klorit matriks zonu na karşılık gelmektedir. Sleytler başlıca kuvars, plajioklas, klorit, muskovit, kalsit, biyotit ve eser miktardaki turmalin, zirkon ve opak minerallerden oluşmaktadır. Sleytler kil hamurdan itibaren gelişen yaygın serizit ve kloritlerin yanı sıra, mikro yönlenmeyi oluşturan klorit-mika istifleri (KMI) (Voll, 1960; Craig vd., 1982; Krinsley vd., 1983) içermektedir (Şekil 3d). Sleytler buruşma kıvrım ve dilinimlerinin yanı sıra, KMI içermesiyle Sadan ve Sosink formasyonlarının metapelitlerinden ayırt edilmektedir. İlksel dokunun büyük ölçüde kaybolduğu sleytlerde kuvarslar matriksteki serizit ve kloritlerle girift sınır ilişkisi sunmakta ve altere kil matriks zonu ile kuvarsitik yapı ve hidromika-klorit matriks zonu arasında bir dokusal özellik sunmaktadır. KMI; kloritleşmemiş biyotitli kalıntıların gözlenmesi nedeniyle volkanojenik biyotitlerin ileri diyajenetik-düşük dereceli metamorfizması koşullarında kloritleşmesi sonucu meydana gelmiş gözükmektedir (Bozkaya ve diğ.,2009). Kardere formasyonu altta Sosink formasyonu ile geçişlidir. İki birim düşey ve yanal geçişler sunar. Üzerine konkondan olarak Kızlaç formasyonu gelir. Bu dokanak da dereceli geçişli olup, Kardere formasyonunun egemen litolojisi olan kuvarsit giderek azalır ve ince kırıntılı çökellerin egemen olduğu Kızlaç formasyonuna geçilir. Derlenen Trilobit ve Cruziana izlerine göre birimin Alt Ordovisiyen yaşında olduğu belirlenmiştir. Birimin altındaki Sosink formasyonu ise Orta Kambriyen yaşındadır. İki birim arasında herhangi bir kesiklik söz konusu olmadığından Kardere formasyonu Üst Kambriyen - Alt Ordovisiyen yaşında olmalıdır. Bozkaya ve diğ. (2009) çalışmalarında aynı birim için Seydişehir formasyonu adını uygun görmüşlerdir Kızlaç Formasyonu: İlk olarak Yalçın (1979, 1980) tarafından tanımlanmış olan Kızlaç formasyonu, Kardere formasyonu uzerine uyumlu olarak gelmektedir. Birim Bahçe kuzeyinde ve güneydoğusundaki Kızlaç köyü dolayında tip kesitli olup, bu kesimlerde oldukça geniş yüzeyler vermektedir. Kızlaç formasyonu inceleme alanının kuzeydoğusunda ve Orta Amanoslarda da yaygın bir şekilde yayılım göstermektedir. Başlıca yeşilimsi gri renkli, sert - sağlam, yer yer ripılmarklı, solucan sürünme izli, mikalı, piritli, orta kalın tabakalı kumtaşı ve kuvarsit arakatmanlı, kumlu, killi, karbonatlı şeyl ile temsil edilmektedir. Kahverengi, yeşil, mavimsi gri renkli olan şeyller oldukça yumuşak dağılgan, kıymıksı kırıklı, özellikle buruşma kıvrımlı ve ince tabakalı kalın düzeyler oluştururlar. Kuvarslı kumtaşı ve kuvarsit düzeyleri scolithos dolguludur. Birimin alt kesimlerde seyrek görülen kuvarsit ve kumtaşı ara katmanları üste doğru giderek artar. Taban ve tavan kesimlerinde kuvarsit ve kuvarslı kumtaşı düzeyleri yaygındır. Makaslama kuvvetlerinin etkisi ile gelişmiş klivajlı kayrak kesimlerde tabakalanma zor belirlenir. Bu kesimlerde laminaların dizilimi ile gerçek tabakalanma belirlenebilir. Kızlaç formasyonunun petrografik özellikleri incelendiğinde, metakumtaşlarını oluşturan başlıca bileşenler kuvars, serizit, plajioklas, muskovit, biyotit ve klorit olarak sıralandığı gözlenmiştir. Kloritler istifler biçiminde detritik, gözenek veya çatlaklarda otijenik/neoforme kökenli de olabilmektedir. Metasilttaşlarından farklı olarak uzun mika yapraklarının yönlenme oluşturduğu serizitik matriks oranının genellikle % 5 in altında 19

20 20 olduğu metakumtaşlarında kuvars ve feldispatlar matriksle girift sınır ilişkisi göstermektedir. İlksel kırıntılı dokunun izlendiği bu kayaçlar, Sosink ve Kardere formasyonları gibi dokusal açıdan altere kil matriks zonu ile kuvarsitik yapı ve hidromika-klorit matriks zonu arasında yer almaktadır. Metakumtaşı ve metasilttaşı örneklerine göre, sleytler daha yaygın buruşma kıvrımları ve sleyt dilinimleri göstermeleriyle karakteristiktir (Şekil 3e). Sleytler başlıca serizit, klorit, kuvars ve feldispat, az miktarda ince muskovit yaprakları içermektedir. Bazı örneklerde bol kloritçe-zengin veya bütünüyle kloritlerden oluşan yuvarlağımsı elipsoidal istifler gözlenmiştir. Çözünme ve yeniden çökelme ürünü kuvars mercekleri ve çatlak dolgusu biyotit oluşumları da içeren sleytlerdeki dilinim düzlemleri genellikle tabakalanma düzlemini temsil eden (So) düzlemlerine yaklaşık dik konumludur. İlksel kırıntılı dokunun hemen hemen kaybolduğu bu kayaçlar, çok düşük dereceli metamorfik kayaçlara ait dokusal zonlardan iğnemsi yapı ve muskovit-klorit matriks zonu (dokusal zon 4: Kossovskaya ve Shutov, 1970, Kisch, 1983, kısmen de yeşilşist fasiyesinin muskovit-klorit alt fasiyesi zonu na (dokusal zon 5: Kisch, 1983) benzerlik sunmaktadır (Bozkaya ve diğ.,2009). Birim, altındaki Kardere formasyonu ile uyumludur. Üzerine ise uyumlu olarak Bedinan formasyonu gelir (Bozkaya ve diğ.,2009). Bahçe kuzeybatısında Mesozoik yaşlı çökeller birimin üzerine sürüklenmelidir. Birimin yaşı Üst Ordovisiyen yaşında olduğu belirlenmiştir (Yetiş ve diğ., 1991). Önalan (1986) yaptığı çalışmada Kızlaç formasyonunun alt kesimlerinin açık şelf, orta ve üst kesimlerinin ise nehirlerin ve kısmen de dalgaların egemen olduğu bir delta çökelim ortamı olduğunu tespit etmiştir Bedinan formasyonu İlk olarak Cobb (1957c) tarafından Mardin Bedinan bölgesinde ölçülen Bedinan Kanisorik Paleozoyik yüzey kesitinde Orta Üst Ordovisiyen yaşlı klastik kayaçları içeren istif Bedinan formasyonu olarak adlanmış ve tarif edilmiştir. Fevzipaşa kuzeybatısı ve Bahçe ilçesi doğusunda tipik yuzeylemeler sunmaktadır. Bedinan formasyonu grimsi siyah ve grimsi koyu yeşil renkli kumtaşı arakatmanlı siltli şeyl ve şeyl yapılışlı olup, tekdüze bir gorünüm sunmaktadır. Özellikle birimin karakteristik litolojisi olan şeyller az dayanımlı, kıymıksı kırıklı, ince tabaka ve laminalıdır. Bedinan formasyonunda buruşma dilinimlerinin (Kisch, 1991) yaygın olduğu metaklastik kayaçlar bazen zik-zaklı bir görünüm sunmaktadır (Şekil 3f). Buruşma kıvrımları ince taneli seviyelerde daha belirgin biçimde gözlenmektedir. İlksel kırıntılı dokunun büyük ölçüde kaybolduğu metaklastik kayaçlarda kuvarslar matriksteki serizit ve kloritlerle girift sınır ilişkisi sunmakta ve dokusal açıdan altere kil matriks zonu ile kuvarsitik yapı ve hidromika-klorit matriks zonu arasında bulunmaktadır. Kırıntılı doku izleri kısmen izlenebilen metasilttaşları serizitik matriks içinde iri silt tane boyuna sahip kuvars, feldispat ve bol miktarda KMI içermektedir. Beyaz mika bantlı klorit istifleri şeklinde gözlenen bu istifler tipik grimsi-yeşilimsi anormal girişim renklerine sahiptir. Bu oluşumlar, diğer mikalar gibi sıkışma yönüne dik olarak yönlenmiş yer yer levhamsı/yapraksı porfiroblastlar biçimindedir. Dilinim düzlemlerinin yaygın ve KMI bol olan örneklerde klorit ve mikaların {001} eksenleri tabakalanma düzlemlerine yaklaşık paralel konumlu olup, dilinim düzlemleri ile arasında açı yapmaktadır (Şekil 3f). Birimin altındaki Kardere ve Kızlaç formasyonlarına göre biyotit içermemesi, KMI içerisinde biyotit kalıntıları gözlenmemesi ayırt edici bir özelliktir (Bozkaya ve diğ., 2009). Birim, Kızlaç formasyonu ile uyumlu olmakla birlikte, Bahçe-Kardere bölgesinde Kardere formasyonu üzerinde uyumsuz olarak yer almaktadır. Üzerine Dedeler formasyonu 20

21 21 gelir. Fevzipaşa bölgesinde ise üst sınırı Triyas yaşlı birimlerle uyumsuz olarak örtülmektedir. Orta-Üst Ordovisiyen yaşlı olduğu belirtilen (Dean ve Monod, 1985). Foto-1(e);Sleytlerde tipik buruşma tipi sleyt dilinimi (çn, ADG-117, Kızlaç formasyonu, (Bozkaya ve diğ., 2009) SİLÜRİYEN Foto-1(f); Metasilttaşı örneğinde iyi gelişmiş zikzak görünümlü buruşma tipi sleyt dilinimi ve KMI (cn, ADG-29, Bedinan formasyonu,(bozkaya ve diğ.,2009) Dedeler Formasyonu Birim çoğunlukla mor ve bazen de yeşilimsi gri renkli çakıltaşı, literanit, sublitarenit ve şeyl ardalanmasından oluşur. Çakıltaşları polijenik ve çoğun matriks desteklidir. Kumtaşları ise bol küt köşeli, plütonik kuvarslı, seyrek mika ve opak minerallidir. Yine seyrek de olsa bazı kumtaşları demir çimentoludur. Şeyller ise bazen bolca kuvars kırıntılı, seyrek mika ve opak minerallidir. Dedeler formasyonu genellikle üste doğru tane boyu azalan istiflerden oluşmuştur ve içerisinde değişik çapraz tabakalar, paralel laminalar ve kıt da olsa kuruma çatlakları kapsar. Yine aynı formasyonun istifleri alttan aşınma yüzeyli olup, özellikle Dedeler civarında, bu alt seviyeler içerisinde bolca çamur parçalarına rastlanır. İçerisinde şimdiye kadar herhangi bir fosile rastlanılamayan bu formasyonun gerek litolojisi, morumsu-kırmızımsı rengi, sedimenter yapıları, tipik istiflenmesi ve gerekse de altındaki ve üstündeki birimlerle olan ilişkileri (Şekil 9) bu birimin tipik bir menderesli nehir çökelme ortamında oluştuğunu göstermiştir (Miall, 1981). Hatta formasyonun alt seviyelerinde sık sık görülen tabanı aşmmalı ve daha iri taneli yanal olarak pek devamsız seviyeler delta üstü bölgelerindeki menderesli nehirlerin sık sık yer değiştiren kanalları olmalıdır. Kesitin orta kesimlerinde görülen kumtaşlı ve tabanı bariz aşınma yüzeyli, içi çapraz tabakalı (epsilon çapraz tabaka) seviyeler noktabarı çökelleridir (Point-bar) (Allen, 1964). Bunlarla ardalanan şeylli seviyeler arasında görülen paralel ve ripıl çapraz laminalı ince kumtaşı seviyeleri, muhtemelen set ve yarık çökelleri olmalıdır. Kaim şeyller ile temsil edilen çoğun paralel laminalı kısımlar ise taşkın ovası çökelleri olarak yorumlanmıştır (Reinec-Singh, 1980). Gerçekten Dedeler formasyonu içerisinde seyrek de olsa görülen kuruma çatlakları ile kanallar içerisine kenardaki setlerden zaman zaman dökülen çamur parçaları (overbank deposits) ve paleoakmtı yönleri de bu görüşü desteklemektedir (Önalan,1986) Akçadağ Formasyonu İlk olarak Yalçın (1979, 1980) tarafından grup aşamasında adlandırılan birim Fevzipaşa ve Bahçe ilçeleri arasında tipik yuzeylemeler sunmaktadır. Birimin alt seviyeleri açık yeşil ve kahverengimsi gri renkli, orta iyi dayanımlı, polijenik bileşenli metaçakıltaşı ve çakıllı metakumtaşları ile temsil edilmekte olup, üst seviyelere doğru yeşilimsi gri renkli, orta dayanımlı metakumtaşı ve daha az dayanımlı siltli 21

22 22 şeyl ardalanması biçiminde dağılım sunan istifteki bu litolojilere yer yer metaçakıltaşları ile yeşil ve iri fenokristalli metavolkanit arakatkıları eşlik etmektedir. Üst seviyelere doğru kumtaşları azalmakta, açık yeşil gri renkli, az orta dayanımlı, ince orta tabakalı siltli şeyl ve özellikle gri yeşil ve yeşil renkli, az dayanımlı, kıymıksı kırıklı, şeyl ve çamurtaşı seviyeleri egemen olmaktadır. Akçadağ formasyonunun petrografik özellikleri değerlendirildiğinde, metaklastik kayaçları Ordovisiyen yaşlı birimlerde olduğu gibi KMI (Klorit-Mika İstiflenmesi) içermekte, ancak yönlenme ve dilinim gelişimi açısından, kısmen de olsa, daha düşük diyajenez/metamorfizma derecesini yansıtmaktadır. Metaklastik kayaçlar geniş bir tane boyu aralığı sergilemekte ve çakıl, kum, silt ve kil boyu bileşen içeriklerine göre metaçakıltaşından sleyte kadar farklı kaya türlerini kapsamaktadır. Metaçakıltaşları serizit bağlayıcı içerisinde kuvars ve feldispat minerallerinin yanı sıra metamorfik, volkanik ve granitik kayaç parçacıkları içermektedir (Şekil 3g). Metakumtaşlarında başlıca kuvars, feldispat ve serizit, daha az muskovit, biyotit, klorit, zirkon, turmalin ve opak mineraller gözlenmektedir. Metakumtaşları genellikle kuvars arenit bileşimine sahip olup, alt seviyeleri temsil eden ve metamorfik ve volkanik kayac parçacıkları içeren bir örnek litarenit olarak tanımlanmıştır. Formasyonun üst seviyelerinde egemen olan sleytler alt seviyelerdekinden farklı olarak daha yuksek diyajenez/metamorfizma derecesini yansıtan dokusal özellikler (ilksel kırıntılı dokunun büyük ölçüde kaybolması ve belirgin sleyt dilinimi) sergilemektedir (Bozkaya ve diğ., 2009). Orta Amanoslar da Bahçe ilçesinin güneydoğusundaki Kızlaç formasyonu üzerine uyumsuzlukla gelen ve olasılıkla Siluriyen olarak yaşlandırılan birimler için kullanılmış ve grup düzeyinde değerlendirilmiştir. Ancak bu çalışmada, Bedinan ve Kızlaç formasyonları üzerinde açılı uyumsuzlukla yeralan ve Devoniyen yaşlı Hasanbeyli formasyonu tarafından açılı uyumsuzlukla üzerlenen alt kesimlerdeki çakıltaşı seviyelerini de (Dededağ formasyonu; Yalcın, 1980) içerisine alan kalın sedimanter istif için Akçadağ formasyonu adlaması kullanılmıştır. Ordovisiyen yaşlı birimler uzerine uyumsuzlukla gelen birim icin alt seviyelerden elde edilen fosillere dayanılarak Siluriyen yaşı verilmiş olmakla birlikte (Lahner, 1972; Yalcın, 1980); kalın istifin yaşının Alt Devoniyen e kadar uzanabileceğini belirtmiştir (Lahner, 1972) Bahçe Formasyonu Bahçe ilçesinden kuzeye ve güneye uzanan tipik mostralarından adlanan bu birim siyah, koyu yeşil, dilingen mikalı şeyl ve kayrak ile bunlarla ardalanan ince taneli, orta katmanlı, feldspatlı kumtaşından oluşur. Bir diğer küçük mostrası Yıldızziyareti T. güneyindedir. Birimin kalınlığı Bahçe ölçülmüş Stratigrafi kesitinde 580 m dir. Bu kesimde birimin tabanı tektonik olduğundan toplam kalınlık daha çok olmalıdır. Birim Akçadağ grubu üzerine konkordan olarak gelir. Üzerindeki Hasanbeyli formasyonu ile uyumlu ve/veya Amanos grubu ile açılı diskordanslıdır. İçerisinde fosil bulunamamıştır. İnceleme alanındaki yaşı, istifsel konumundan Üst Siluriyen olarak belirlenmiştir (Önalan,1986) DEVONİYEN Kırtaş kuvarsit üyesi Devoniyendeki transgresyonun taban birimi niteliğinde bu topluluk Ulucak kuzeyinde kaim katmanlı, iri çakıl ve bloklu çakıltaşı düzeyleri ile başlar, üste doğru tane boyu giderek küçülür ve ince taneli, kırmızı, bordo renkli, kaim katmanlı, kuvars damarları ile katedilmiş, orta-kalın tabakalanmalı kuvarsit egemen olur. Birimin mostralarına Fevzipaşa kuzeyi ve Ulucakta, Hasanbeyli formasyonunun tabanında veya Elmapmar ve Aslanlıbel tepelerindeki gibi aşınma artığı olarak rastlanır (Şekil 4). Birim tipik mostralarının bulunduğu Kırtaş 22

23 23 tepesinden adlanmıştır. Kalınlık her yerde eşitli değildir. Gökçedağ güneyindeki kalınlık 200m iken, aşınma artığı kesimlerde m lik kalınlıklar sözkonusudur. Kimi yerlerde ise Kırtaş kuvarsiti gelişmemiştir. Tabanı değişik yaşlı birimlerle açılı diskordanslı olan birim, üzerindeki Hasanbeyli formasyonu ile konkordan ve dereceli geçişlidir. Hasanbeyli formasyonu Devoniyen yaşında olduğundan Kırtaş kuvarsit üyesi de aynı yaşta olmalıdır (Önalan, 1986) Hasanbeyli formasyonu Hasanbeyli formasyonu özellikle Fevzipaşa-Bahçe ilçeleri arasında Hasanbeyli köyü doğusunda tipik yuzlekler sunmaktadır. Birimin ana litolojisini metakireçtaşı-sleyt ve/veya karbonatlı sleyt kalkşist ardalanması oluşturmaktadır. Taban seviyelerinde çakıllı düzeylerle kuvarsit ve kumtaşı litolojileri de gözlenmektedir. Sleytler yeşilimsi gri renkli, az-orta dayanımlı, kıymıksı kırıklı, birimin alt seviyelerinde daha fazla gözlenmektedirler. Parlak ve ipeksi görünümlü sleyt ve karbonatlı sleytler belirgin sleyt dilinimi sergilemektedir. Metakireçtaşları gri-siyah renkli, orta iyi dayanımlı olup, genellikle fosil içermekte ve birimin üst seviyelerine doğru artış göstermektedir. Sleyt ve metakireçtaşı litolojilerine, ender de olsa, sarımsı yeşil yeşilimsi gri renkli, metavolkanit ve karbonatlı metakumtaşı eşlik etmektedir. Birimin toplam kalınlığı 360m dolayındadır. Hasanbeyli formasyonu sleytleri genellikle kuvars, feldispat ve serizitlerden oluşmakta, karbonatlı sleytler bu minerallere ek olarak kalsit ve fosil kavkıları içermektedir. Belirgin yönlenme ve dilinimlere sahip sleytlerde, az da olsa, ilksel kırıntılı doku izlenebilmektedir. Metakireçtaşları kalsit ve ender miktarda dolomitin yanı sıra, kuvars, feldispat gibi ekstraklastlar ve ışınsal silis oluşumları içermektedir. Yönlenme ve yeniden kristallenmeye rağmen ilksel dokuları (biyosparit ve biyolitosparit) ayırt edilebilmektedir. Silt boyu kuvars ve feldispatları daha fazla içeren ve siltli sleyt olarak adlandırılan bazı seviyelerde dilinim düzlemleri seyrek gelişmiş olmakla birlikte, yaygın olarak mikrokıvrımlar gözlenmektedir. Dokusal veriler, birimin makaslama deformasyonu oluşturacak biçimde bazı tektonik süreçlere maruz kaldığını göstermektedir. Sleytlerde egemen olan yönlenme, fosil içeren karbonatlı sleytlerde olduğu gibi, fosil kavkılarının uzun eksenlerinin sıkışma yönüne dik olarak yönlenmesine neden olmuştur (Şekil 3h) (Bozkaya ve diğ., 2009). Birim Devoniyen ve daha yaşlı kayaçları uyumsuzlukla örtmekte, üst sınırı da Permiyen ve genç birimlerce uyumsuz olarak örtülmektedir. Kireçtaşlarındaki makro ve mikrofosil (Erlandis sp. Pseudovermiporella sp gibi) içeriğine göre birimin yaşı Devoniyen olarak belirlenmiştir (Yalçın, 1979, 1980). Hasanbeyli formasyonu başlangıçta transgresyonla başlayan ve giderek sığ karbonat platformuna dönüşen bir ortamda oluşmuştur. Bu gün için Amanos Dağlarının çoğu yerinde görülmemesi erozyonla açıklanabilmektedir (Önalan, 1986). 23

24 24 Foto-1(g);Metakonglomera örneğinde serizitik matriks içerisinde yuvarlaklaşmış plütonik (PKP), volkanik (VKP) ve metamorfik (MKP) kayaç parçacıkları (cn, ADG-136, Akçadağ formasyonu, (Bozkaya ve diğ.,2009) Foto-1(h);Karbonatlı sleyt örneğinde iyi gelişmiş sleyt klivajı ve yönlenmiş fosil kavkıları (cn, ADG- 15, Hasanbeyli formasyonu. (Bozkaya ve diğ.,2009) 5.3 MESOZOYİK TRİYAS Arılık Formasyonu: İlk olarak Atan (1969) tarafından Arılık kuvarsiti olarak adlandırılan birim daha sonra Arılık formasyonu olarak çalışılmıştır. Arılık formasyonu Kırıkhan ın kuzeyindeki Alan yaylasının doğusundan İslahiye ye kadar kalan alanda Amanos Dağlar ının doruklarında mostra verir. Mekersin gediğinde Payas çayının açtığı vadide Egribucak dolayında Kuzey Amanos larda ise Karakuşağı ile Bolat lı köyü dolayında yüzeyler. Mesozoik yaşlı istifin tabanında gösterilen birim çok iri kuvarsit çakıllarının kum matriks ve silis çimento ile tutturulmasından oluşan yeşilimsi mor renkli çakıltaşlarından oluşmaktadır. Bu çakıltaşı birimi üst seviyelere doğru giderek tanelerin küçülmesi ile kuvars kumtaşına geçmektedir. Çoğu yerlerde çok sert sağlam ve kalın tabakalı kuvarsit litolojisi hakimdir. Arılık formasyonu metaklastik kayaçları kuvars, feldispat, serizit, turmalin, zirkon ve muskovit içermektedir. Kumlu sleytlerdeki belirgin yönlenme ve dilinim gelişimine karşın metakumtaşlarında yönlenme gözlenmemekte, bununla birlikte tane ile matriks sınırları girift ilişkilidir. Arılık formasyonu iri çakıllar gözetildiğinde, tabanındaki daya yaşlı birimler üzerine diskordan olarak oturmaktadır. Birimin üst dokanağı ise Mesozoyik yaşlı birimler tarafından ise diskordan olarak örtülmektedir. Bölgede birimin alt sınırı Üst Ordovisiyen yaşlı Bedinan formasyonu ile uyumsuz, üst sınırı ise Orta-Üst Triyas yaşlı Cudi grubunun Çanaklı formasyonu ile uyumlu bir ilişkiye sahiptir. (Cudi Grubu Hakkari bölgesinde Çanaklı ve Latdağı formasyonları olarak ikiye ayrılmaktadır (Perinçek, 1980)) Çanaklı formasyonu Bölgede Mesozoyik yaşlı karbonat istifinin çoğunluğunu kireçtaşı ve dolomitler oluşturmaktadır. Bu çalışmada, bölgenin değişik yerlerinde mostra veren karbonatlara Güneydoğu Anadolu otokton karbonat istifinde Cudi grubu adı uygulanmıştır (Günay ve Santaş, 1984). Birim Hakkâri dolayında Çanaklı formasyonu olarak adlandırılmıştır (Günay ve Santaş, 1984). Amanoslar bölgesinde de Fevzipaşa batısında küçük yüzlekler halinde gözlenmektedir. 24

25 25 Genellikle dolomit, dolomikrit, şeyl aratabakalı mikritik kireçtaşı en fazla gözlenen litolojilerdir. Kireçtaşı ve dolomitte algal laminalanma, stromatolit, çapraz laminalanma görülmektedir. Plaket şeklinde kırılma yaygındır. Kireçtaşı düzeylerinin aşınma yüzeyleri mavimsi gri olup, "karen" oluşturmaktadır. Üst düzeylere doğru ince orta billurlu, kalın katmanlı dolomit seviyeleri arasında cm çapa kadar erişen düzensiz boşluklar orta-iri billurlu kalsit ile doldurulmuştur. Birimin üst kesiminde ince-orta, kalın katmanlı, siyah-gri renkli, ince orta dolomit billurlu, hidrokarbon kokulu, sert, keskin köşeli dolomit, dolomili kireçtaşı bulunmaktadır. Dolomitik kireçtaşı, kireçtaşı ve dolomitlerden oluşan düzeylerle ardalanmalı ince katmanlı kireçtaşı arasında kıymıksı kırıklı şeyl arakatmanları gözlenmektedir. Ayrıca, ayrışma yüzeyi koyu gri-siyah, taze kırık yüzeyi gri, orta kalın katmanlı; ince-orta dolomi billurlu, sert, keskin köşeli kırıklı, kalsit damarcıklı dolomitlerden oluşan seviyeler yaygındır. Çanaklı formasyonu, inceleme alanının doğu-kuzeydoğusunda m kalınlıkta görülmesine karşın, önceki çalışmalarda dikkate alındığında, birimin gerçek kalınlığı m dolayındadır (Demirkol, 1988). Çanaklı formasyonu, Amanoslarda alt ve orta seviyeleri bütünüyle rekristalize karbonat, orta seviyeleri ise sleyt arakatkılı kristalize karbonat kayaçları içeren ve yaklaşık 70 m kalınlığındaki istiften oluşmaktadır. Bu çalışmada alttaki Paleozoyik birimler üzerine uyumsuzlukla gelmekte, Alt Triyas yaşlı Arılık formasyonu üzerine ise uyumlu olarak yerleşmektedir. Birimin üst dokanağı ise, Üst Jura yaşlı Keldağ formasyonu ve diğer daha genç birimlerle diskordan olarak örtülmektedir. Çanaklı formasyonu karbonatları sığ su ortamında oluşmuş platform karbonatları özelliğinde bölgede çökelmiştir JURA Keldağ Formasyonu Başlıca gri - açık gri renkli kireçtaşlarından oluşan geniş yayılımlı karbonat istifi ilk olarak Şelçuk (1985) tarafından Keldağ formasyonu olarak adlandırılmıştır. Tip kesit yeri Keldağ da mevcuttur. Birim genellikle dolomitik kireçtaşı, kireçtaşı, oolitik kireçtaşı ve kumlu kireçtaşı yapılışlıdır. Bölgedeki tüm kireçtaşı düzeyleri birbirleri ile düşey ve yanal yönde geçişler sunarlar. Oldukça sert, sağlam, keskin köşeli kırıklı olan kireçtaşı ve dolomitik kireçtaşlarında kalıp, koğuk ve kırık tipi gözenekler gözlenmektedir. Orta - kalın tabakalanma gösteren bu düzeylerde tabakalanmayı dik ve çapraz olarak kesen kırık ve çatlaklar çoğun kalsit yer yer demiroksitçe doldurulmuştur. Allokem olarak, biyoklast, intraklast yer yer oolit, pellet ve ekstraklast içeren kayaçta ortokem çoğunlukla sparimikrit ve mikrit daha az ise sparittir. Bölgedeki çalışmalarda formasyonun kalınlığının m aralığında olduğu belirtilmektedir. Keldağ formasyonunun makro faunasını genel olarak ezilmiş ve parçalanmış halde bulunan ammonitler, echinidler, gastropodlar oluşturur. Mikro faunayı oluşturan bazı fosiller; Valvulinidea, Textularidea, Lituolidea, Miliolidea, olup Keldağ formasyonu için Üst Jura yaşını belirlemektedir (Selçuk, 1985). Keldağ formasyonunun alt dokanağı Triyas yaşlı birimlerle uyumsuzdur. Üst dokanağı ise Alt - Üst Kretase yaşlı Teknecik Karakolu formasyonu ile uyumlu olarak gözlenmektedir. Keldağ formasyonunun ortamsal olarak, litoloji ve fosil kapsamına göre, dolomitik kireçtaşlarının,karadan türeme çökellerin gelmediği düşük enerjili sınırlı su dolaşımlı şelf lagünü ortamında, oolitik kireçtaşlarının yüksek enerjili sıcak ve sığ bir ortamda, kumlu kireçtaşlarının karadan türeme çökellerin geldiği sığ ortamlarda ve orta enerjili sığlıklarda 25

26 26 duruldugu söylenebilir. Tüm bu verilere dayanarak çökelme ortamının karbonat platformu (karbonat düzlüğü) oldugunu söyleyebiliriz KRETASE Teknecik Karakolu Formasyonu Başlıca kumtaşı, kumlu kireçtaşı, kireçtaşı ve üst seviyelerde düzensiz çört dağılımlı çörtlü kireçtaşlarından oluşan birime Teknecik karakolu formasyonu adını Selçuk (1985) vermiştir. Tip kesit yeri, Geriş kışlası, Mürselek köyü dolayları taban ve tavan ilişkilerinin açık olarak gözlendiği lokasyonlardır. Birim, tabanda sarımsı, kırmızımsı renkli limonitli kumtaşı, kumlu kireçtaşı ile başlar üst seviyelere doğru kalsiyum karbonat oranı artar, çatlakları kalsit yer yer limonit dolguludur. Kumtaşları içerisindeki taneler genellikle kuvars ve kireçtaşı parçalarıdır. Teknecik karakolu formasyonunun kalınlığı önceki çalışmacıların kesit ölçümlerine göre, bölgede m olarak tespit edilmiştir. Teknecik karakolu formasyonunun yaşını ortaya koyan fosiller, gastropod, lamelli kavkıları, echinid parçaları mevcut faunayı oluşturmaktadır, orbitolinalı kireçtaşlarının mikro faunası ise şu fosillerden oluşur; Luvolutina sp., Nezzezata sp., Orbitolina sp., Valvulamina sp., Bu fosillere göre birimin yaşı Alt-Üst Kretase dir (Selçuk, 1985). Teknecik karakolu formasyonunun alt sınırı Keldağ formasyonu üzerinde konkordan ve geçişli olarak yer alır. Birimin üst sınırı Yayıkdamlar formasyonu ile uyumlu ve geçişli olarak yer almaktadır. Teknecik karakolu formasyonunun ortamsal olarak; Litoloji ve fosil kapsamına göre, kumtaşı ve kumlu kireçtaşlarının karasal kökenli çökellerin geldiği kumsal ve yüksek enerjili bir ortamda, kireçtaşlarının serbest su dolaşımlı açık sığ deniz koşullarında, oolitik kireçtaşlarının yüksek enerjili sıcak ve sığ ortamda örneğin: yıkanmış şelf platformu veya sığlıklarda durulduğu söylenebilir. Tüm bu verilere dayanarak çökelme ortamının sığ karbonat platformu olduğunu söyleyebiliriz Yayıkdamlar Formasyonu Başlıca mikroçakıltaşı, kumlu kireçtaşı, kireçtaşı, çörtlü kireçtaşı, marn, bitümlü marn ve killi kireçtaşlarından oluşan bu birime ilk olarak Selçuk (1985) Yayıkdamlar formasyonu adını vermiştir. Yayıkdamlar formasyonunun tip kesit yeri olarak, Yayıkdamlar ve Gözlüce mahallesi dolayları verilebilir. Ayrıca birim, Erikli tepe, Harabe tepe gibi bölgelerde de yüzlekler vermektedir. Yayıkdamlar formasyonu nu oluşturan birimler genellikle aşınmaya karşı dayanıklı olmaları nedeniyle topografik olarak yüksek ve yüksek eğimli alanları oluşturmaktadırlar. Yayıkdamlar formasyonu başlıca çakıltaşı, çörtlü kireçtaşı, kireçtaşı, breşik kireçtaşı, killi kireçtaşı, kiltaşı ve kumlu kireçtaşı litolojilerinden oluşmaktadır. Birim içerisindeki çakıltaşlarının dış rengi gri-bej, taze yüzey rengi koyu kahverengi kırmızıdır. Yer yer gevşek taneli olan birimin tabakalanması belirgin değildir. Çakıltaşları içerisindeki çakılların boyutları değişkendir. Çörtlü kireçtaşları ve kireçtaşları kalın tabakalı ve yer yer masif olup koyu gri renktedirler. Taze yüzey rengi pembe olan birim içerisinde bej krem renkli çört bantları bulunmaktadır. Yapılan mikroskobik incelemeler sonucunda Yayıkdamlar formasyonuna ait kireçtaşlarında dolomitleşmeler görülmüştür. Bazı kireçtaşları tamamen dolomite dönüşmüş, bazılarında ise dolomitleşme henüz tamamlanmamıştır. Mikroskobik incelemeleri sonucunda kireçtaşlarının biyointrasparit, biyomikrit, dolosparit olduğu görülmüştür. Kireçtaşları bazı seviyelerde çok bol miktarda mollusk kavkı parçaları 26

27 27 içermektedir. Ayrıca bazı örneklerde demirli mikritik matriks görülmüştür. Yayıkdamlar formasyonunun üst seviyelerinde kiltaşı, killi kireçtaşı ve marn ardalanması yer almaktadır. Yeşil renkli ve aşınmaya karşı oldukça dayanıksız olan kiltaşı ve marnlar ince ve orta tabakalıdır. Birim içerisindeki kumlu kireçtaşları bol fosilli ve kırmızı renklidir. Kumtşlrının mikroskobik incelemelerinde, kırıntıların kuvarstan oluştuğu ve bağlayıcının mikrit olduğu görülmüştür. Yayıkdamlar formasyonuna ait kireçtaşlarından alınan örneklerde bulunan aşağıdaki dasyclad alg ve bentik foraminiferler Apsiyen e işaret etmektedirler; Salpingoporella dinarica RADOCİC, Praechrysalidina sp., Haplophragmoides sp., Glomospira sp., Valvulinide, birimin daha üst seviyelerindeki killi kireçtaşı ve kiltaşlarından alınan örneklerde ise aşağıda belirtilen kalsisferler ve planktonik foraminiferler belirlenmiştir. Bu topluluk ise Üst Albiyen- Senomaniyen yaşını vermektedir. Calcisphaerula innominata BONET, Pithonella ovalis KAUFMANN, Hedbergella sp., Lenticulina sp., Gastropoda, pelecyopoda, miliolid, ostracod, ekinid kırıntıları, sünger spikülleri, solenoporacea parçaları ve rudist parçaları., Yayıkdamlar formasyonunun yaşı belirlenen fosil içeriğine ve bölgesel korelasyona göre Alt-Üst Kretase olarak belirlenmiştir. Dasyclad alg ve bentik foraminiferler içeren biyomikritk özellikli kireçtaşları genelde açık deniz platform ortamında bir çökelimi göstermektedir. Daha sonra gelişen kalsisferli v planktik foraminiferli, killi kireçtaşları ve biyomikritik özellikli kireçtaşları açık, nispeten daha derin deniz ortamında gelişen bir çökelme ortamının zaman zaman deniz seviyesi değişimlerine bağlı olarak yüksek enerjili dalga tabanına yaklaşan bir ortama dönüştüğünün göstergesidir. Tabanda kumlu kireçtaşları ile ardalanmalı olarak iki seviye halinde yer alan mikro çakıltaşları ile başlar, kireçtaşlarının bazı seviyelerinde çört bantları ve yumruları vardır. Kireçtaşları killi kireçtaşı, marn, bitümlü marnlarla düşey ve yanal yönde geçişlidir. Yayıkdamlar formasyonunun kalınlığı m olarak ölçülmüştür (Selçuk, 1985). Yayıkdamlar Formasyonunda makro fosil olarak; gastropod,lamelli,hippurites parçaları, balık dişleri ve balık fosilleri bulunmaktadır. Mikro fosil faunası ise şu fosillerden oluşur; -Cuneolina sp. _Globotrincana helvetica BOLLİ, Globotrincana cf. Arca (CUSHMAN) _Heterohelix sp. Yayıkdamlar formasyonunun dokanak ilişkisi alt sınırı Teknecik karakolu formasyonu üzerinde konkordan ve geçişli olarak yer alır. Üst sınırı ise allokton Kızıldağ Ofiyoliti ile tektonik bir ilişkiye sahiptir. Yayıkdamlar Formasyonunun ortamsal yorumu; Litoloji ve fosil kapsamına göre yer yer resifal, kıyı,şelf lagünü ortamlarının birbirleriyle baglantılı görüldüğü sığ karbonat platformu özelliği taşır Kızıldağ Ofiyoliti Alloton bir kütle olan Kızıldağ ofiyoliti, Amanos dağlarının güneybatıdaki en son birimidir. Ultrabazik - bazik kayaçlardan oluşan birim, İskenderun-Belen-Bedirge-Antakya- Çevlik arasında yaklaşık 720km 2 lik bir alanda kuzeydoğu-güneybatı yönünde yayılım gösteren birime ilk olarak Selçuk (1985) Kızıldağ ofiyoliti adını vermiştir. Kızıldağ ofiyoliti Tekeli ve Erendil (1986) tarafından Tektonit Peridotit, Poiklitik Zon, Tabakalı Gabro, İzotrop Gabro, Dayk Kompleksi ve Volkanik Karmaşık olarak bölümlere ayrılmıştır (Şekil). Yine Selçuk (1985) Kızıldağ Ofiyolitini Tektonit - Kümülat - Diyabaz dayk kompleksi Pillow lav - volkano sedimanter olmak üzere beş kaya birimine ayırmıştır. 27

28 28 Kızıldağ ofiyolitinin taban ilişkisi; Plaka tektoniğine göre ofiyolitler okyanus ortası sırtlarında oluşmaktadır. Oluşum mekanizmasına ait belli başlı modeller Troodos ofiyolitlerinin incelenmesi sonucu Moores ve Vine (1971), Greenbdum (1972) tarafından verilmiştir. Bu okyanus malzemesi ile bir kıtasal kabuğun ilişkisi şüphesiz ki faylıdır. Bu hareketi de bindirme ile izah edebilmekteyiz. Bu ilişkiyi Kazankaya tektonik penceresinde görmekteyiz. Kızıldağ ofiyoliti derin deniz sedimanlarından oluşan volkano sedimanterlerle birlikte itilerek Denizgören Gurubu (Arap plakası) karbonat platformu üzerine yerleşmişlerdir. Bindirme sırasında Kızıldağ ofiyoliti de kendi içerisinde oluşan ekaylarla birbirleri üzerine itilmiştir. Kızıldağ ofiyolitinin tavan ilişkisi; Otokton birimler ve Allokton birimler (kızıldağ ofiyolitleri) üzerinde, genç otokton birimler diskordansla yer alır. Genç otokton birimler Üst Maestrihtiyen çakıltaşları ile başlar, Paleosen, Eosen, Orta-Üst Miyosen, Pliyosen sedimanlarıyla devam eder. Kızıldağ ofiyolitinin kalınlığının 8500m den daha fazla olduğu düşünülmektedir. Foto-2; Küncülü Boğazı kuzeyi, Kızıldağ Ofiyolitinin genel görünümü (B dan D ya bakış). (Kavuzlu, 2006) Tektonit Kızıldağ ofiyolitinin stratiğrafik olarak gözlenebilir en alt seviyesidir. Kızıldağın merkezi kısımlarındaki yüksek tepeleri tektonitler oluşturur. Kompleks içerisinde geniş bir alanda yayılım gösterir. Ofiyolit kompleksinin % 70 ini tektonitler oluşturur ve yaklaşık 500 km 2 lik bir alanda yayılım gösterir. Tektonitlerin ayrışma yüzeyi kızıl, kırmızı-bej taze kırılma yüzeyi koyu yeşil renklidir. Serpantinleşmenin çok olduğu yerlerde bu renk daha açıktır. Tektonitler ince-orta eş taneli dokuya sahiptir. Camsal parlaklıkta ve yeşil zeytin rengindeki olivin kristalleri, gümüşi parlaklığı olan piroksen kristallerinden kolayca ayrılır. Serpantinleşme ile birlikte olivinler parlaklığını kaybeder matlaşır. Tektonitler harzburgit ve dunitlerden oluşur. Tektonitlerin 28

29 29 birim kalınlığı hakkında kesin bir rakam vermek oldukça güçtür. Tektonitlerin gözlenebilir birim kalınlığının 3000m den fazla olduğu düşünülmektedir (Tekeli ve Erendil, 1986) Kümülat Kümülatlar Kızıldağ ın çekirdeğini oluşturan tektonitlerin güneydoğu ve kuzeybatı kesiminde yayılım gösterir. Güneydoğu da Akdeniz den başlayarak Bedirge ye kadar devamlı bir şekilde uzanan ve gittikçe incelen bir zon halindedir. Kümülatlar masif içerisinde yaklaşık 100 km 2 lik bir alanda yayılım gösterir ve kompleksin %14 ünü oluşturur. Kümülatlar, diyabaz, gabro, pegmatitik gabro tarafından kesilmiştir. Kümülatları oluşturan kayaçları minarolojik bileşimleri, yapı ve dokusal özelliklerine dayanarak tabandan tavana doğru üç grup altında incelemek mümkündür. -Ultramafik Kümülatlar -Tabakalı Kümülat Gabrolar -Tabakasız (Heterojen) Kümülat Gabrolar Bu gruplar birbirleri ile geçişli olarak bulunmaktadırlar. Aralarında kesin bir jeolojik dokanak sınırı çizmek olanaklı değildir. Bu nedenle jeoloji harita alımı sırasında bu grupların hepsi kümülat olarak haritalanmıştır. Kümülatların gözlenebilir kalınlığı arazi verilerine göre 2500 m. olarak düşünülmektedir (Selçuk, 1985) Diyabaz Dayk Kompleksi Diyabaz dayk kompleksi Kızıldağ ın GD ve KB kesimlerinde mostra verir. Kümülatlar gibi Diyabaz dayk kompleksi de Kızıldağ ın GD kısmında Akdeniz kıyısından başlayarak, Bedirge ye kadar devamlı bir zon şeklinde KD-GB yönünde yayılım gösterir. Işıklı köyü, Soğukoluk dolaylarında mostraları vardır. Diyabaz dayk kompleksi 70km lik bir alanda yayılım gösterir ve masifin % 10 unu oluşturur. Diyabaz dayklar okyanus içerisindeki gerilme kuvvetlerine bağlı olarak gelişen kırıkların muhtemel üst mantodan gelen toleyitik mağma ile dolması ve bu mağmanın kırıklarda kristalleşmesi neticesinde meydana gelmiştir Pillow-Lavlar (Yastık Lavlar) Kızıldağ ın kuzeydoğusunda Tahta köprü ve Kömür çukuru köyleri dolaylarında yayılım gösterir. Pillow-lavlar 50km 2 lik bir alanda yayılım gösterir ve kompleksin %6 sını oluşturur. Birim kalınlığı yaklaşık 500m dir. Pillow-lavların çapı birkaç dm den iki m ye kadar değişir. Kabuğu camsal bir yapıya sahip olup, siyah ve parlak olan kabuk ğenellikle incedir. Pillow-lavlar arasında matriks olarak yine camsal olan hiyola blastik malzeme (cam, klorit, hematit) bulunur. Pillow-lavların taban ilişkisi, Kızıldağ ofiyolitinde Pillow-lavların Diyabaz dayk kompleksi ile olan taban ilişkisi gözlenmez. Tahtaköprü de mostra veren pillow-lavlar tektonitlerle dokanaklı olup, bu dokanak faylıdır. Mostraların çoğunda pillow-lavların diyabaz daykları tarafından kesildiği görülür. Pillow- lavların tavan ilişkisi, volkano-sedimanterlerin yorumsal olarak birincil kontaktta diskordansla gelmesi gerekir. Ofiyolitlerin otokton temel üzerine bindirmesi sırasında bu ilişkinin tektonik bir durum alması gerekmektedir. Bu ilişkiler arazide gözlenmez. Arazide genç otoktona ait sedimanter kayaçlar pillow-lavlar üzerine diskordansla gelmektedir. 29

30 Volkano Sedimanterler Volkano - sedimanterler Antakya güneydoğusunda, Yayladağı dolaylarında yayılım ğösterir. Volkano-sedimanterler Kızıldağ ofiyolitinin en üst seviyesi olup, Ofiyolitik kompleks in Arap plakası üzerine yerleşmesinden önce okyanus kabuğu üzerinde oluşan kayaçlardır. Volkano-sedimanterleri; Radyoloritler, çörtler, kireçtaşı bantları, killi kireçtaşları, bazalt bileşimli volkanik kayaçlar ve tüfler oluşturur. Kireçtaşı bantlarında bulunan bazı fosiller; Globotruncana cf. Calcarata CUSHMAN, Globotruncana elevata (BROTZEN), Globotruncana stuartiformis DALBİEZ, Volkano-sedimanterlerin bu fosillere göre Üst Kampaniyen olması gerekmektedir, Volkano-sedimanterlerin taban ilişkisi, Keldağ ın doğu yamaçlarında otokton formasyonlar üzerine şariye olmuşlardır. Ofiyolitlerle olan taban ilişkilerirnin de hepsi faylıdır. Volkano-sedimanterlerin tavan ilişkisi, genç otoktona ait çeşitli yaştaki çökel kayaçlar, volkano-sedimanterler üzerinde transgresif olarak yer alır. Şekil-6; Kızıldağ Ofiyoliti Sütun Kesiti; LG: Laminalı Gabro, P: Plajiogranit, W: Verlit, GP: Gabro pegmatit, D:Dunit, DY: Diyabaz daykı (Tekeli ve Erendil, 1986). 30

31 Yalaz Formasyonu Çakıltaşı ve kumtaşlarından oluşan bu birim, Yalaz, Şakşak, Olgular, Yalaz, Yayla çiftliği, Ugurkaya, Kuruyer, Harbiye, Tahtaköprü, Maraşbogazı dolaylarında yayılım gösterir. Yalaz, Yayla çiftliği, Ugurkaya yı tip kesit yerleri olarak göre biliriz. Yalaz formasyonu genellikle kırmızımsı kahverengi ve yeşilimsi gri renkli çakıltaşı, kumtaşı ardalanmasından oluşmaktadır. Orta-iyi dayanımlı çakıltaşları içerisinde kumtaşı mercek ve kamaları gözlenir. Bu mercek ve kama geometrili kumtaşı düzeylerinde CaCO3 miktarının artması ile ilintili olarak kayaç kumlu kireçtaşı görünümü kazanmaktadır. Bu seviyeler fosil bakımından zengindir. Yalaz formasyonu için önceki çalışmalarda m lik kalınlınlıklara sahip olduğu belirtilmiştir. Yalaz formasyonunun alt dokanağı Geç Maestrihtiyen yerleşme yaşlı allokton Kızıldağ Ofiyoliti üzerinde uyumsuz seri şeklindedir. Birimin üst dokanağı ise, aynı yaştaki Kaleboğazı formasyonu ile yanal ve düşey yönde geçişler sunmaktadır. Çakıltaşları içerisinde yer alan kumtaşı mercek ve kamalarında bol miktarda hippurit ve diğer bentik forominiferler bulunur, bunlardan bazıları; -Radiolites sp., Orbitoides media (d ARCHIAC), Globotruncana stuarti (de LAPPARENT). Bu fosillere göre Yalaz formasyonunun yaşı Üst Maestrihtiyen olarak saptanmıştır (Selçuk, 1985). Yalaz formasyonunun litoloji ve fosil kapsamına göre, buradaki sedimanların sığ denize açılan yelpaze deltası çökelleri olduğunu söylemek mümkündür Kaleboğazı Formasyonu: İlk olarak Selçuk. (1985) tarafından isimlendirilen birim özellikle Kalebogazı, Aydınbahçe, Mecit dağı, Harbiye, Dağdüzü, Bityen dağı, Ziyarettepe, Döver dolaylarında geniş yayılımlar göstermektedir. Tip kesit yeri olarak Kalebogazı, Aydınbahçe, Dağdüzü, Ziyarettepe, Döver dolaylarını göstermek mümkündür. Kaleboğazı formasyonunu oluşturan kireçtaşı, killi kireçtaşı ve marn litolojileri birbirleriyle yanal ve düşey yönde geçişli olarak gözlenmektedirler. Birimdeki en dayanımlı kaya türü kireçtaşı olup, sarımsı gri renkli, sıkı dokulu, orta kalın tabakalı ve yer yer kırık koğuk gözeneklidir. Killi kireçtaşı ve marnlar kül, açık yeşil, bej, beyaz renklerde olup, daha az dayanımlı, tabakalanmayı dik ve verev kesen kırık çatlakları kalsit dolgulu ve ince katmanlıdır. Kaleboğazı formasyonunun kalınlığının m arasında değiştiği düşünülmektedir. Litolojiler arasında yanal ve düşey yönde fasiyes değişiklikleri izlenir. Kaleboğazı formasyonundaki kireçtaşları fosil bakımından çok fakir olmasına karşın, Killi kireçtaşları ve marnlar da fosil bulunmaktadır. Bu fosillerin çoğunluğu planktonik foraminiferlerdir. Bunlardan bazıları; -Globotruncana mayaroensis BOLLİ, Globotruncana arca (CUSHMAN), Globotruncana sp. Bu fosillere göre Kaleboğazı formasyonunun yaşı Üst Maestrihtiyen dir. Kaleboğazı formasyonun alt sınırı, Yalaz formasyonu üzerinde geçişli olarak yer almakta olup, birimin üst dokanağı ise, Paleosen yaşlı Uluyol formasyonu ile uyumlu olarak gözlenmektedir. Kaleboğazı formasyonunun litoloji ve fosil kapsamına göre açık derin deniz ortamında çökeldiği düşünülmektedir 31

32 32 Foto-3; Küncülü Boğazı, Kaleboğazı formasyonunun genel görünümü (B dan D ya bakış). (Kavuzlu, 2006) 5.4 SENOZOYİK TERSİYER PALEOJEN PALEOSEN Uluyol Formasyonu İlk olarak Selçuk (1985) tarafından isimlendirilen birim özellikle Yayladağı, Çabala, Uluyol, Kulaç, Maraşboğazı, Tahtaköprü, Belindire dolaylarında genişçe yayılım göstermektedir. Tip kesit lokalitesi olarak, Uluyol, Maraşboğazı, Yayladağı dolaylarını vermek mümkündür. Kumtaşı, kireçtaşı, killi kireçtaşı ve kiltaşı litolojilerine sahip olan Uluyo formasyonundaki Kumtaşları her yerde gözlenmemektedir. Uluyol formasyonun doğrudan doğruya ofiyolitler üzerine geldiği yerlerde tabanda kırmızı - pembemsi renkli kumtaşı ve kumlu kireçtaşları gözlenir. Orta - kaba taneli kumtaşlarındaki kırıntıların çoğunluğunu ofiyolit malzemesi ve az miktarda kireçtaşı kırıntısı oluşturur. Killi kireçtaşı ve kiltaşından oluşan seviyeler grimsi pembe renkli, orta derecede dayanımlı, ince taneli, sıkı çimentolu, bol fosilli, belirgin ince - orta kalın katmanlanmalıdır. Uluyol formasyonunun kalınlığı önceki 32

33 33 çalışmalar da dikkate alındığında m. arasında değişmektedir. Zaman zaman litolojiler arasında yanal ve düşey yönde fasiyes değişiklikleri izlenmektedir. Uluyol formasyonunun alt dokanağı Kaleboğazı formasyonu üzerinde geçişli olarak yer alır. Deliler köyünün güneyinde 7-8 km. uzunluğunda 30 ila 50 m. kalınlığında bir şerit halinde Kaleboğazı formasyonunun marnları üzerinde yer alır. Birimin üst sınırı ise, Eosen yaşlı Okçular formasyonu ile geçişli olarak gözlenmektedir. Okçular formasyonunun kireçtaşlarından daha killi oluşu ile kolayca ayırt edilir. Uluyol formasyonu fosil bakımından oldukça zengindir, Paleosen in tüm katlarını karakterize eden fosiller saptanmıştır. Formasyonda bulunan bazı fosiller; Globorotalia trinidadensis BOLLİ, Globorotalia angulata (WHITE), Globorotalia velascoensis CUSHMAN, Yukarıdaki fosillere göre Uluyol Formasyonun yaşı Paleosen dir. Uluyol formasyonu litoloji ve fosil kapsamına göre, açık derin deniz ortamı koşullarında çökelmiş olmalıdır EOSEN Okçular Formasyonu İlk defa Selçuk (1985) tarafından Okçular formasyonu olarak adlandırılan Kireçtaşı, çörtlü kireçtaşı ve detritik kireçtaşlarından oluşan birim, Yayladağından başlayarak yaklaşık KD-GB yönünde oldukça geniş bir alanda yayılım göstermektedir. Tipkesit yeri olarak, Okçular, Yayladağı, Kuruyer, Habibineccardağı, Serinyol (Bedirge) kuzeyini kesit lokaliteleri olarak vermek mümkündür. Okçular formasyonunun kireçtaşı, çörtlü kireçtaşı ve detritik kireçtaşından oluşmaktadır. Kireçtaşlarının ayrışmış yüzeyleri genellikle gri renkli, taze kırılma yüzeyleri ise, beyaz- krem renklidir. Oldukça dayanıklı, sert, sağlam, ince taneli, sıkı çimentolu kırılma yüzeyleri keskin köşeli olan kireçtaşları cm. kalınlığında oldukça belirgin katmanlanma gösterir. Çoğunlukla ince kalsit damarları kireçtaşlarını düzensiz olarak kesmektedir. Okçular formasyonunun ölçülmüş stratiğrafi kesitinde kalınlığının m arasında değiştiği önceki araştırıcılar tarafından belirtilmiştir. Bazı düzeylerinde litolojiler arasında yanal ve düşey yönde fasiyes değişimleri yer alabilir. Okçular formasyonunun alt sınırı; Uluyol formasyonunun üzerinde geçişli olarak yer alır, üst sınırı ise Kışlak formasyonu ile geçişlidir. Okçular formasyonunun fosil kapsamı olarak ve makro - mikro fauna bakımından çok zengindir. Makro fosil olarak lamellibranş, gastropod, ekinid ve bol miktarda mercan bulunur. Diğer bazı fosiller de aşağıda verilmiştir. Birimin üst seviyelerinden alınan ince kesitler içerisinde mikro fosil olarak, Nummulites cf. millecaput, Nummulites beamonti, Nummulites aturicus, Discocylina sp., Heterostegina sp., Alveolina sp., Alveolina fusiformis, Europertia manga, Fabiania cassis, Asterigerina rotula, Rotalia sp., Rotalidae, Gypsina sp., Assilina sp., Sphaerogypsina globula, Operculina sp., Globorotalia sp., Globigerina sp., Textularia sp., Miliolidae ve Alg fosilleri ayırtlanmıştır. Belirlenen bu fosillere göre formasyonun yaşı Orta Üst Lütesiyen-Bartoniyen olarak belirlenmiştir (Prof. Dr. Niyazi AVŞAR, Ç.Ü. Jeoloji Mühendisliği). Selçuk (1985), ayırtladığı fosil kapsamına göre formasyonun yaşını İpresiyen- Lütesiyen olarak belirlenmiştir. 33

34 34 A) Nummulites cf. Millecaput, (C6). D) Numulites, Discocylina sp. ve Alg, (F 5). B) Nummulites, Alveolina ve Miliolid, (A 8). E) Heterostegina sp., (C 7). C) Discocylina sp., (F 5). F) Numulites, Discocylina sp. ve Alg, (C 6). Foto-4; Alt-Orta Eosen yaşlı Okçular formasyonuna ait kayaçların ince kesit görüntüleri (Kocaçiftçi ve Ünlügenç, 2008). 34

35 35 Foto-5; Kızıldağ Ofiyoliti (Krü), Kaleboğazı formasyonu (Krük), Okçular Formasyonu (Eok) ve Sofular formasyonunun (Mos) genel görünümü (C 6, B dan D ya bakış). (Kocaçiftçi ve Ünlügenç, 2008) Foto-6; Okçular formasyonu içerisinde gözlenen nummulitler, Küçük Şekercik Tepe (Kavuzlu, 2006) 35

36 36 Foto-7;Ocak tepede gözlenen Okçular formasyonunun görünümü (GB dan KD ya bakış, Kocaçiftçi ve Ünlügenç, 2008). Foto-8; Küncülü Boğazı, Okçular formasyonunun genel görünümü (GD dan KB ya bakış, Kavuzlu, 2006). Foto-9; Kızıldağ ofiyoliti (Krü), Kaleboğazı formasyonu (Krük) ve Okçular formasyonu (Eok) arasındaki dokanak ilişkisi (GB dan KD ya bakış, Kocaçiftçi ve Ünlügenç, 2008). 36

37 37 Foto-10; Okçular formasyonu içerisinde gözlenen çörtlü kireçtaşı Küncülü Boğazı. Litolojik özellikleri ve içerdiği fosillere dayanarak Okçular formasyonunun sığ denizel şelf ortamında çökeldiği anlaşılmaktadır Kışlak Formasyonu İlk olarak Selçuk (1985) tarafından adlandırılan ve genellikle karbonat bileşime sahip olan Kışlak formasyonu, Kışlak, Ayışığı, Topraktutan, Antakya Yayladağı yolu boyunca, Yoncakaya dolaylarında yaklaşık KD GB uzanımda yayılım göstermektedir. Formasyonunun tip kesit yeri olarak Kışlak dolaylarını vermek mümkündür. Kışlak formasyonu esas olarak kireçtaşı, killi kireçtaşı, marn ve silis yumrulu killi kireçtaşlarından oluşmaktadır. Kireçtaşı sarımsı beyaz - krem, taze kırılma yüzeyi daha açık renklidir. Oldukça sert, sağlam, sıkı çimentolu, keskin köşeli kırıklı, yer ter detritik, ince orta tabakalanmalı, katmanlanması belirgin, ve bol fosillidir. Killi kireçtaşı ve marndan oluşan seviyeler, yeşilimsi bej, sarımsı boz renklidir. Kireçtaşına göre daha ince tabakalanmalı ve daha ince tanelidir. Kırılması çubuğumsu oldukça yumuşak olup, bol fosillidir. Marnların çatlaklarında yer yer asfalt dolguları yer alır. Kışlak formasyonunun bölgedeki kalınlığı m. arasında değişmektedir. Litolojiler arasında yanal ve düşey yönde fasiyes değişimleri izlenir. Kışlak formasyonunun alt dokanağı, Okçular formasyonu üzerinde geçişli olarak yer alır. Kışlak formasyonunun üst dokanağı ise, Balyatağı formasyonu ile açısal uyumsuzdur. Kışlak formasyonunun fosil kapsamı; makro ve mikro fauna bakımından oldukça zengindir. Makro fosil olarak, lamellibranş, ekinid, gastropoda ve Ayışığı köyünün güneyinde balık fosilleri vardır. Bu fosiller ezik ve parçalı olarak bulunmaktadırlar. Mikro fosillerden; Nummulites intermedius (d ARCHİAC), Halkyardia minima (LIEBUS), Rotalia sp. Bu fosil kapsamına göre Kışlak formasyonunun yaşının Üst Eosen (Bartoniyen Priaboniyen) olması gerekmektedir. 37

38 38 Kışlak formasyonunun ortamsal yorumu ise; Okçular ve Kışlak formasyonları birbiri ile geçişli olduğundan bu formasyonların ortamları aynı olmalıdır. Regresif aralıklar içeren transgresif bir istif olduğu görüldüğünden, ortam açık denizel platformdur NEOJEN MİYOSEN Çalışma alanımızda Miyosen geniş bir alanda yayılım gösterir. Miyosen sedimanları sığ ve derin deniz fasiyesi özellikleri göstermektedir. Miyosen katmanlanmalarının genel doğrultu ve eğimi K30D, derece GD dur. Önceki çalışmalar dikkate alındığında, Miyosen yaşlı formasyonlardan ölçülen stratigrafi kesitleri değerlendirildiğinde ortalama toplam kalınlığının m. dolaylarında olduğu düşünülmektedir Balyatağı Formasyonu İlk defa Selçuk (1985) tarafından Balyatağı formasyonu olarak adlandırılan birim, Serinyol (Bedirge), Kesecik, Ballıöz, Narlıca, Gökçegöz, Kuruyer, Balyatağı, Enek, Kerkezpınar dolaylarında yayılım göstermektedir. Orta Miyosen in tabanını oluşturan Balyatağı formasyonunun kaya türlerini çakıltaşı, mikro çakıltaşı ve kumtaşları oluşturmaktadır (Şekil 4.11.). Çakıltaşı, kırmızı-kahve renkli olup, içinde bulunan yeşil renkli ofiyolit çakılları alacalı bir görünüm sağlamaktadır. Çakıl boyutları değişken olup, 0.5 mm den 35 cm ye kadar farklılıklar sunmaktadır. Çakıltaşları köşeli, yarı köşeli ve yuvarlak oldukça kötü boylanmış tanelerden oluşmaktadır. Kırmızıkahverenkli CaCO3 çimentolu olan çakıltaşlarının % 75 ini ofiyolit çakılları, % 25 ini kireçtaşı çakılları oluşturmaktadır. Tane boyutları çakıltaşından küçük olan mikro çakıltaşı düzeyleri daha çok çakıltaşının kumtaşına geçiş gösterdiği yerlerde gözlenmektedir. Bölgedeki kumtaşının ayrışmış yüzeyi koyu gri renkli, taze kırık yüzeyi açık grimsi renkli olup, karbonat çimentoludur. Çimentolanmanın oldukça kötü olduğu kumtaşlarında tabakalanmada her yerde belirgin değildir. Balyatağı formasyonunun tabanında daha çok çakıltaşı yüzeylemekte olup, üst seviyelere doğru kumtaşı litolojisi hakim duruma geçmektedir. Alt üst dokanak ilişkileri tüm lokasyonlarda net olarak gözlenir. Bu ilişkilerin en güzel izlendiği Balyatağı ve Enek dolayları tip kesit lokaliteleridir. Balyatağı formasyonunun kalınlığı önceki çalışmalar da dikkate alındığında oldukça değişken kalınlıklar sunmaktadır. Birimin kalınlığı metreler arasında değişim göstermektedir. Balyatağı formasyonunun alt dokanağı Kışlak formasyonu ve kendisinden eski tüm formasyonların üzerinde transgresif olarak yer alırken, üst dokanağı, Sofular formasyonu geçişli olarak yeralmaktadır. Balyatağı formasyonunundaki kumtaşı seviyeleri, Sofular formasyonuna geçen üst düzeylerde kireçtaşı bantlarına dönüşmeye başlar. Bu kireçtaşlarının tabanı makro ve mikro fosil faunası bakımından çok zengindir. Bu fosillerden bazıları; Clypeaster tauricus DESOR, Clypeaster altus KLEİN, Chlamys solarium (LAMARCK), Bu fosillere göre Balyatağı formasyonunun yaşı Langiyen Serravaliyendir. Belirgin bir sedimanter yapı göstermeyen kırmızı renkli karbonat çimentolu çakıltaşı ve kumtaşından oluşan Balyatağı formasyonu sedimanlarının, sığ denizel ortamda çökelmiş olan Sofular formasyonu ile geçişli olması sığ denize açılan yelpaze deltası çökelleri olduğunu göstermektedir. 38

39 39 Foto-11; Balyatağı Tepe, Balyatağı formasyonunun genel görünümü (GB dan KD ya bakış, Kavuzlu, 2006) Sofular Formasyonu Başlıca resifal kireçtaşlarından oluşan birim, Selçuk (1985) tarafından Sofular formasyonu olarak adlandırılmıştır. Musadağı, Çiftlik mahallesi, Atınözü doğusu, Toygarlı, Sofular, Kozkalesi, Yunushanı, Sebenoba, Çakırköy, Karaköse dolaylarında yayılım göstermektedir. Sofular formasyonunun tip kesit yeri olarak, Sofular, Kozkalesi, Toygarlı, Şakşak dolaylarını vermek mümkündür. Resifal kireçtaşından oluşan Sofular formasyonu içindeki kireçtaşı seviyelerinin ayrışmış yüzeyleri açık gri - gri, taze kırılma yüzeyleri ise, krem - beyaz renklidir. Oldukça iyi dayanımlı, sert, sıkı çimentolu, yer yer keskin köşeli kırıklı, koğuk, kalıp ve kırık tipi gözenekli, kırılma yüzeyi pürüzlü, belirgin orta kalın tabakalı ve tabaka yüzeyleri çoğun ondülelidir. Normal olarak tabanda kumlu olup, daha sonra kireçtaşlarına geçer, üst seviyelerinde ise kil miktarı artmaktadır. Sofular formasyonunun kalınlığı, ölçülmüş stratigrafi kesitlerinde m. arasında değişmekte olup, altındaki Balyatağı formasyonu ve üzerine gelen Tepehan formasyonuyla yanal ve düşey yönde geçişli olarak bulunduğu için bazı yerlerde çok incelir ve bazende hiç gözlenmez. 39

40 40 Sofular formasyonunun alt sınırı, Balyatağı formasyonu üzerinde geçişli olarak yer alır, yer yer kendisinden daha yaşlı formasyonlar üzerinde diskordan olarak görmek mümkündür. Birimin üst sınırı ise, Tepehan formasyonu ile geçişli olarak yer alır. Sofular formasyonu bol miktarda makro ve mikro fosil içermektedir. Makro fosil olarak lamellibranş, ekinit, gastropod, mercan ve ostrea bulunmaktadır. Kayaç içerisinde mikro fosil olarak; Borelis melo curdica (REICHEL), Textularia sp., Heterostegina sp., Borelis sp., Rotaliidae, Rotalia sp., Robulus sp., Globorotalia sp., Operculina sp., Eorupertia sp., Globigerina sp., Lepidocyclina sp. ve Alg fosilleri ayırtlanmıştır (Prof. Dr. Niyazi AVŞAR, Ç.Ü. Jeoloji Mühendisliği). Birimin alt seviyelerinden alnınan örneklerden belirlenen bu fosillere göre birimin yaşı Akitaniyen-Burdigaliyen dir. Selçuk (1985), Sofular formasyonunun yaşını Langhiyen-Serravaliyen olarak belirlemiştir. Foto-12; Kozkalesi civarı, Sofular formasyonunun genel görünümü (KB dan GD ya bakış, Kavuzlu, 2006). 40

41 41 A) Heterostegina sp., (F 4). D) Rotalia sp., (E 6). B) Rotaliidae, Alveolina, Alg, (C 7). E) Rotalia sp., (E 6). C) Operculina sp., (G 3). F) Lepidocyclina sp. Ve Alg fosilleri, (H 2). Foto-13; Orta Miyosen yaşlı Sofular Formasyonuna ait kayaçların ince kesit görüntüleri (Kocaçiftçi ve Ünlügenç 2008). Sofular formasyonunun sedimanları sığ denizel resifal ortamda çökelmişlerdir. Sofular formasyonu Balyatağı formasyonu ile birlikte transgresif bir istif sunmaktadır. 41

42 Tepehan Formasyonu: Kumtaşı, kiltaşı ve marn türü litolojilerle temsil edilen birime ilk olarak Selçuk (1985) Tepehan formasyonu adını vermiştir. Üçırmak, Belengöz, Topraktutan, Karbeyaz, Hıdırbey, Mağaracık, Kazancık, Tokdemir, Seferli, Paslıkaya, Tepehan, Kamberli, Yunushan, Dokuzdal, Güneydam, Sebenoba, Çakıköy, Karaköse dolaylarında geniş yayılım göstermektedir. Tepehan formasyonunun tip kesit yeri olarak, Tepehan, Kamberli, Tokdemir, Güneydam dolayları verilebilir. Tepehan formasyonu kumtaşı, killi kireçtaşı, kiltaşı ve marnlardan oluşmaktadır. Tepehan formasyonunu oluşturan kumtaşının ayrışmış yüzeyi açık gri-boz, taze kırık yüzeyi sarımsı bej renkli olup, kumtaşı düzeyleri orta-kalın tabakalıdır. Birim genellikle gevşek çimentolu olup, çimentosu CaCO 3 bileşimlidir. Kumtaşı seviyeleri içerisinde gastropod ve lamellibranş fosillerinin kavkıları bulunmaktadır. Bu kavkılar çok ince olup, çok kolay kırılmaktadır. Birimdeki killi kireçtaşının ayrışma yüzeyi sarımsı-gri, taze kırık yüzeyi açık sarı-bej renklidir. Belirgin tabakalanma göstermekte olup, tabakalar ince-orta kalınlıktadır. Kırılması çubuğumsu olan killi kireçtaşları bol miktarda mollusk kavkı parçaları içermektedir. Kiltaşı düzeyleri açık gri - yeşilimsi renkli olup, ince tabakalanma ve laminalanma göstermektedir. Kiltaşı içinde yer yer sarımsı, kırmızımsı renkli kumtaşı mercekleri gözlenmektedir. Marnların ayrışmış yüzeyi yeşilimsi gri, yer yer sarımsı beyaz, taze kırık yüzeyi gri renklidir. Konkoidal ve çubuğumsu kırılmalı olan birim yer yer tabakalı ve laminalıdır. Çok miktarda mollusk kavkı kırıkları içermektedir. Tepehan formasyonunun kalınlığı, m ler arasında değişmektedir Tepehan formasyonunun alt sınırı, Sofular formasyonu üzerine geçişli olarak yer alır, üst sınırı ise, Nurzeytin formasyonu ile geçişli olarak yer almaktadır. Tepehan formasyonu fosil faunası bakımından zengindir ve özellikle alt seviyelerde bentik foraminiferler boldur. Tepehan formasyonunun makro fosil faunası ince kavkılı olan gastropod ve lamellibranşlardan oluşmaktadır. Selçuk (1985) aldığı yıkama numunelerinin tayinleri sonucunda (Borelis melo (FİCHTEL ve MOLL), Orbulina suturatis BRONNIMANN, Bvirdia sp.) Tepehan formasyonunun yaşını Orta Miyosen Langhiyen- Serravaliyen olarak belirlemiştir. Tepehan formasyonunu oluşturan birimlerin önce sığ denizel daha sonra gittikçe derinleşen sığ-açık deniz ortamda çökeldiği düşünülmektedir. Foto 14; Büyüktarla tepede Tepehan formasyonunun genel görünümü (KB ya bakış, Kavuzlu, 2006). Foto-15; Tepehan formasyonunun yakından görünümü (Altınözü civarı Kavuzlu, 2006) 42

43 Nurzeytin Formasyonu Selçuk (1985) tarafından Nurzeytin formasyonu olarak adlandırılan birim özellikle Akçurun, Nurzeytin, Yazır, Sivrikavak, Babatorun, Alakent, Hacı paşa, Günyazı, Kızılçat, Sarıbük, Keskincik, Ziyaret, Kuyu başı dolaylarında belirgin yüzlekler vermektedir. Nurzeytin formasyonunun tip kesit yeri olarak, Nurzeytin, Yazır, Sivrikavak, Babatorun dolaylarını vermek mümkündür. Nurzeytin formasyonu özellikle, kumtaşı, killi kireçtaşı, marn ve kiltaşından oluşmaktadır. Kumtaşı düzeyleri, açık kahve, gri-bej renkli olup, iyi boylanmalı ve genellikle gevşek çimentoludur. Kumtaşının demiroksitli taneler içermesi, kayaca kahverengimsi-kırmızımsı renk vermektedir. Kumtaşı içerisindeki kireç miktarının artmasıyla kayacın rengi açılmakta ve sertliği de artmaktadır. Birimde düzenli tabakalanma belirgindir. Killi kireçtaşından oluşan seviyeler krem-bej renkli, ince taneli ve çubuğumsu kırılmalıdır. Birim içerisinde tabakalanmalar belirgin bir şekilde gözlenmekte olup, bol fosil içermektedir. Marnlar açık yeşilimsi gri, açık kahve renkli, ince taneli ve konkoidal kırılmalıdır. Yer yer laminalı olan birimin tabakalanması çok iyi olup, tabaka kalınlıkları 2-8 cm arasında değişmektedir. Birim ayrıca demiroksit yumruları içermekte, bitki izli ve bol fosillidir. Kiltaşları açık kahve renkli ve ince tanelidir. Ara seviyelerde yer yer kumlu ve ince kireçtaşı bantları içermektedir. Bol fosilli olan birim içerisinde tabakalanma belirgin olup, tabaka kalınlığı 5-20 cm arasındadır. Nurzeytin formasyonunu oluşturan birimler aşınmaya karşı oldukça dayanıksız olduğundan topoğrafik olarak az engebeli ve düzlük alanları oluşturmaktadır. İnceleme alanında formasyonu oluşturan birimler birbirleriyle geçişli ve ardalanmalı olarak gözlenmektedir. Selçuk (1985) bölgede Nurzeytin formasyonunun kalınlığını metreler arasında değiştiğini belirtmiştir. Nurzeytin formasyonunun alt dokanağı, Tepehan formasyonu üzerinde geçişli olarak yer alırken, üst dokanağı Vakıflı formasyonu ile geçişli olarak yeralmaktadır. Nurzeytin formasyonu makro ve mikro fosil faunası bakımından oldukça zengindir. Makro faunayı gastropod, lamalli ve ekinit ler oluşturur. Mikro faunayı ise bentonik foraminiferler ve ostrakodlar oluşturur. Bu faunadan bazıları; Robulus calcar (LİNNE), Rotalia beccarii (LİNNE), Aurila sp. Bu fosillere göre, Nurzeytin formasyonunun yaşı Üst Miyosen (Tortiniyen) dir. Nurzeytin formasyonunu oluşturan birimlerin mikro fasiyes özelliklerine göre çökelme ortamlarının sığ denizel ortam olduğu düşünülmektedir. Bu deniz önce nispeten daha derin olup sonra sığlaşmıştır. Foto-16; Nurzeytin formasyonunun genel görünümü (Sivrikavak civarı, B dan D ya bakış, Kavuzlu, 2006). Foto-17; Nurzeytin formasyonunun yakından görünümü (Sarıbük civarı (F10) B dan D ya bakış Kavuzlu, 2006). 43